5.5 humedad

Vista previa del material en texto

5.5 HUMEDAD EN LA ATMÓSFERA 
Adaptado de: Gerardo Montoya. Curso de Meteorología General. 
Maestría en Meteorología. Universidad Nacional. 
 
5.5.1 NUBOSIDAD 
 
El agua, en sus varias formas, sostiene la vida en el planeta Tierra. La energía es transportada 
entre diferentes puntos del sistema a través de cambios de fase. En general, el agua no se 
encuentra uniformemente distribuida en la atmósfera. 
 
Se entiende por nubosidad, la fracción del cielo cubierta por nubes de un género, una especie, 
una variedad o una capa dadas o por una combinación particular de nubes. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 1 fracción de cielo cubierto por nubes. Tomada de: 
http://eoimages.gsfc.nasa.gov/images/globalmaps/data/mov/MODAL2_M_CLD_FR.mov 
 
En la Fig. 1 se muestra la fracción de cielo cubierto por nubes, desde 0 = cielo despejado, azul 
oscuro hasta 1= cielo cubierto, de color blanco o claro. Contrastan: la banda de nubes en la franja 
ecuatorial y el cielo despejado en el norte de África, la Antártida y oeste de los Estados Unidos. 
 
La OMM establece unos determinados valores para clasificar el día solar en función de la 
distribución de nubes que se tiene en el cielo y que se recoge en la siguiente tabla. 
 
Octas Definición % Símbolo Símbolo 
0 Cielo despejado < 12% CLR SKC 
1 
Ligeramente nubado 
12% FEW 
 
2 Hasta 25% FEW 
 
3 Hasta 36% SCT 
 
4 Parcialmente nubado Hasta 50% SCT 
5 
Mayormente nubado 
 
Hasta 62% BKN 
 
6 Hasta 75% BKN 
 
7 Hasta 90% BKN 
 
8 Cubierto >90% OVC 
 
9 Cielo oscurecido 
 
Fuente: OMM 
http://eoimages.gsfc.nasa.gov/images/globalmaps/data/mov/MODAL2_M_CLD_FR.mov
5.5.2 LAS FASES DEL AGUA 
 
La molécula de agua está compuesta por 2 átomos de hidrógeno y 1 de oxígeno. Las moléculas 
de agua permanecen unidas en forma de racimos por enlaces entre los átomos de hidrogeno de 
moléculas vecinas. El agua existe en tres fases: sólida, líquida y gaseosa. El estado sólido 
representa el nivel más bajo de energía cinética. En este estado las moléculas no se pueden 
mover libremente. El estado líquido como el agua, es un nivel más alto de energía cinética. En 
él, las moléculas están libres para circular en grupos pero siguen confinadas a la superficie. En 
el estado gaseoso las moléculas no están confinadas y se encuentran en el nivel más alto de 
energía cinética. 
 
Calor latente 
 
Para pasar del estado sólido al líquido o de este último a gaseoso se necesita energía. La energía 
necesaria para pasar de sólido a líquido se llama calor latente de fusión y para el hielo es igual 
a 80 calorías por gramo de agua. Esta energía es necesaria para romper los enlaces entre grupos 
de moléculas. Para el paso de líquido a gas (evaporación) la energía necesaria se llama calor 
latente de evaporación y para el agua es igual a 600 calorías por gramo de agua 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig. 2 Fases del agua. Tomado de: http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit5/navmenu.htm (izquierda) 
http://www4.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/textbook/atmospheric_moisture/phase_changes.html 
(Derecha) 
 
Evaporación 
 
Para que el proceso de evaporación tenga lugar se requiere 3 condiciones: 
1) Energía disponible, 
2) Agua disponible y 
3) Existencia de un gradiente vertical de humedad. 
 
En el momento de evaporarse, las moléculas adquieren el calor latente el cual lo devuelven (de 
aquí el apelativo de “latente”) cuando al enfriarse, se juntan nuevamente para formar la fase 
http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit5/navmenu.htm
http://www4.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/textbook/atmospheric_moisture/phase_changes.html
líquida. Cuando esto ocurre, el calor latente se convierte en calor sensible, una importante fuente 
de energía para los movimientos atmosféricos. Si no hay agua, disponible (por ejemplo en los 
desiertos), tampoco hay evaporación. El 88% del agua que se evapora proviene del mar. La 
mayor evaporación ocurre en el intertrópico donde hay la mayor cantidad de energía (y agua 
abundante). 
 
La tercera condición implica que el aire en la capa inmediatamente superior tenga una humedad 
menor a la que existe sobre la superficie donde se evapora. El proceso de evaporación 
predomina hasta que el aire se satura con humedad. El viento, ayuda a mantener el proceso de 
evaporación transportando moléculas lejos de la superficie donde se evapora y manteniendo con 
esto el gradiente vertical de humedad. En la Figura 3 se muestra el proceso de evaporación 
mantenido por el viento. 
 
 
 
 
 
 
Fig 3. Evaporación mantenida por gradiente de humedad. Tomado de: 
http://www4.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/geog101/textbook/atmospheric_moisture/evaporation.html 
 
5.5.3 ECUACIÓN DE ESTADO 
 
Ecuación de estado para el aire seco 
 
La ecuación de estado para el aire seco se escribe 
𝑝 = 𝜌𝑅𝑑𝑇 ó 𝑝𝛼 = 𝑅𝑑𝑇 (5.1) 
 
En donde 𝑝 es presión (Pa) ρ es densidad (kg/m3) α es volumen específico (m3/kg) y Rd 
=287(m2/(s2.°K) es la constante de los gases para el aire seco. 
 
Ecuación de estado para el vapor de agua 
 
En la escritura de la ecuación de estado para el vapor de agua en lugar de la presión del aire p 
se usa la presión del vapor (o presión parcial del vapor de agua) e 
𝑒 = 𝜌𝑣𝑅𝑣 (5.2) 
En donde, ρv es la densidad del vapor de agua y Rv es la constante de los gases del vapor de 
agua. Esta se calcula a través de la constante universal de los gases R*= 8.3145 J/(mol.°K) y la 
masa molecular del vapor de agua µv =18,02kg/1000mol) 
𝑅𝑣 =
𝑅∗
𝜇𝑣
=
8,3145
18,02
𝐽
𝑚𝑜𝑙°𝐾
𝑘𝑔
1000𝑚𝑜𝑙
= 461,4
𝑚2
𝑠2.°𝐾
 (5.3) 
Recordando que J es una unidad de energía trabajo y calor equivalente a 1N*m 
Donde N= Kg*m/s2. 
Ecuación de estado para el aire húmedo 
 
La ecuación de estado para el aire húmedo se escribe similar a la del aire seco pero en lugar de 
la temperatura T se utiliza la temperatura virtual Tv 
𝑝 = 𝜌𝑅𝑑𝑇𝑣 (5.4) 
En donde, 𝑇𝑣 = 𝑇(1 + 0,608𝑠) y s es la relación de mezcla. 
La temperatura virtual (Tv) del aire se define como la temperatura que tendría el aire 
seco, es decir el aire sin considerar el vapor de agua, si su presión y densidad igualasen a las 
del aire húmedo s. 
 
La Relación de mezcla corresponde a la razón entre la masa de vapor de agua y la masa de aire 
seco contenidos en una muestra de aire. Mv/mas 
 
El objetivo de usar la temperatura virtual es introducir un factor de corrección a la temperatura T 
que tiene en cuenta el contenido de humedad en la atmósfera través de la relación de mezcla s. 
 
5.5.4 TENSIÓN PARCIAL DEL VAPOR DE AGUA 
 
La cantidad de vapor presente en la atmósfera se puede expresar por la presión que ejerce el 
vapor, e, independientemente de otros gases. La presión total de la atmósfera (de acuerdo a la 
ley de Dalton) es la suma de la presión que ejerce el aire seco más la presión ejercida por el 
vapor de agua. 
 
La presión del vapor, también llamada, presión parcial o presión actual, se mide igual que la 
presión atmosférica en mb, y depende de la temperatura del aire; cuanto mayor sea la 
temperatura del aire más vapor puede contener. 
 
Resumiendo: 
La tensión actual es una medida de la cantidad de vapor que existe en la atmósfera en un 
momento dado. Se puede medir a través de la temperatura del bulbo húmedo y también se puede 
estimar a través de la temperatura del punto de rocío. Las bolitas azules en la Fig 3, representan 
la tensión parcial o actual del vapor. 
 
5.5.5 TENSIÓN DE SATURACIÓN 
 
Con el aumento de las moléculas que se escapan de la superficie, otras moléculas de vapor se 
condensan y llega un momento en el cual existe un equilibrio (Fig. 4). O sea, el número de gotas 
que se escapan es igual al número de moléculas de vapor que retornan a él. En este caso se 
dice que el aire está saturado y la tensión correspondiente a este estado se llama tensión de 
saturación.Fig. 4 equilibrio entre la condensación y la evaporación. Tomado de: 
http://apollo.lsc.vsc.edu/~wintelsw/MET1010LOL/web/notes/chapter07/cond_pure_sat.html 
 
El nivel de saturación está directamente asociado con la temperatura, si la temperatura aumenta, 
mayor cantidad de vapor puede permanecer en la fase gaseosa. 
 
A medida que la temperatura disminuye las moléculas se desaceleran y adquieren un gran 
chance de condensarse en la superficie. 
 
La presión o tensión de saturación depende únicamente de la temperatura del aire y se determina 
por la ecuación de Clausius-Klapeyron. 
(5.5) 
 
 Si el aire no está saturado, el estado de saturación se puede conseguir de 2 maneras: 
 
a. enfriando el aire húmedo a presión constante, sin cambiar el contenido de humedad ó 
b. adicionando moléculas de vapor a través de la evaporación. 
 
El primer camino conduce a la definición de temperatura del punto de rocío y en el segundo se 
basa el concepto de temperatura del bulbo húmedo. 
 
5.5.6 TEMPERATURA DEL PUNTO DE ROCÍO 
 
Es la temperatura a la cual hay que enfriar el aire hasta alcanzar la saturación manteniendo 
constantes la presión y el contenido de humedad. A esta temperatura comienza el proceso de 
condensación. La temperatura del punto de rocío depende de la cantidad de humedad en el aire, 
entre más humedad haya en el aire más alta es la temperatura del punto de rocío (a esta 
temperatura se forma el rocío por la mañana). 
 
La temperatura del punto de rocío se puede estimar a través de medición de la temperatura del 
bulbo húmedo 
 
http://apollo.lsc.vsc.edu/~wintelsw/MET1010LOL/web/notes/chapter07/cond_pure_sat.html
5.5.7 TEMPERATURA DEL BULBO HÚMEDO 
La temperatura del bulbo húmedo es la temperatura que adquiriría una parcela de aire si ella es 
enfriada hasta saturación a través de evaporación. 
 
También se puede afirmar que la temperatura del bulbo húmedo corresponde al máximo 
descenso de la temperatura ambiente que se puede alcanzar por evaporación en el aire 
alrededor del bulbo húmedo. 
 
En la figura 5 se muestra las tres temperaturas: del aire (bulbo seco) del bulbo húmedo y la 
temperatura del punto de rocío. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 5. Temperaturas de; bulbo seco, bulbo húmedo y de punto de rocío. Tomado de: 
http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit5/navmenu.htm 
 
La temperatura del bulbo húmedo se mide con un termómetro cuyo bulbo ha sido recubierto con 
una muselina. Uno de los extremos de la muselina se encuentra sumergido en agua para que la 
muselina permanezca húmeda. Este termómetro hace parte de un instrumento llamado el 
psicrómetro. En el momento de hacerla lectura, el bulbo se ventila para conseguir el máximo de 
evaporación, o sea, el máximo vapor de agua que puede contener el aire en ese momento (Fig. 
6). 
 
 
 
 
 
 
Fig. 6 ventilación del termómetro de bulbo húmedo. Tomado de: 
http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit5/navmenu.htm 
 
http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit5/navmenu.htm
http://www.meted.ucar.edu/fire/s290/unit5/navmenu.htm
La temperatura del punto de rocío se puede determinar a través de la temperatura del bulbo 
húmedo usando la tabla psicrométrica (Fig.7). Por ejemplo, para una temperatura ambiente o del 
bulbo seco de 15°C y una temperatura del bulbo húmedo de 10°C, se obtiene una temperatura 
del punto de rocío de aproximadamente 6°C. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig.7. Determinación de la temperatura del punto de rocío a partir de las temperaturas ambiente y del 
bulbo húmedo. Tomado de: http://www.engineeringtoolbox.com/dry-wet-bulb-dew-point-air-d_682.html. 
 
Las temperaturas: ambiente, del bulbo húmedo y del punto de rocío, coinciden para el aire 
saturado. Las temperaturas de punto de rocío y de bulbo húmedo a pesar de estar asociadas 
con la saturación del aire, son conceptos diferentes. 
 
5.5.8 MEDIDAS DE LA HUMEDAD EN LA ATMÓSFERA 
 
La humedad en la atmósfera puede ser medida por la presión que ella crea. A estas medidas se 
relacionan la humedad relativa y la temperatura del punto de rocío, ya definida anteriormente. 
 
Humedad relativa 
 
Es el porcentaje de vapor de agua actual en la atmósfera comparado con el máximo que puede 
contener a una misma temperatura. Se expresa como la relación entre la presión parcial (actual) 
del vapor sobre la tensión de saturación. 
𝑅𝐸 =
𝑒
𝑒𝑠
100% (5.6) 
En esta ecuación es se calcula, tal como se mencionó anteriormente, por la fórmula (5.5). La 
tensión actual e, se calcula colocando en la fórmula (5.5) la temperatura del punto de rocío Td, 
en lugar de la temperatura ambiente T. 
 
http://www.engineeringtoolbox.com/dry-wet-bulb-dew-point-air-d_682.html
Aire relativamente seco puede presentar alta humedad relativa. Esto se puede observar durante 
el verano en las horas próximas a la salida del Sol, cuando se observa la formación de rocío 
sobre las hojas. Por esta razón, en muchos reportes sobre el estado del tiempo además de la 
humedad relativa se incluye la temperatura del punto de rocío, por ser esta una medida más 
directamente relacionada con la cantidad de vapor contenido en la atmósfera. 
 
Otras medidas de la humedad en la atmósfera que tienen que ver, ya no con la presión ejercida 
sino con la masa de la misma son: humedad absoluta, humedad específica y relación de mezcla. 
 
Humedad absoluta 
Humedad absoluta a, es un concepto similar al de la densidad del aire húmedo y se define como 
el peso en gramos del vapor de agua por m3 de aire. La humedad absoluta a se puede calcular 
por la fórmula 
 
𝑎 =
216,.5𝑒
𝑇
 (5.8) 
 
En donde e está dado en mb y T en grados Kelvin 
La humedad absoluta es poco usada en la práctica debido a que depende de la presión y la 
temperatura. 
 
humedad específica 
 
Humedad específica s, es el peso en gramos del vapor de agua en el aire por unidad de peso 
del aire húmedo (o sea que incluye el peso del vapor de agua). Esta medida de la humedad es 
de mayor utilidad que la anterior y se expresa en gramos de vapor de agua por kilogramo de aire 
húmedo. 
𝑠 =
𝑀𝑎𝑠𝑠𝑂𝑓𝑊𝑎𝑡𝑒𝑟𝑉𝑎𝑝𝑜𝑟
𝑀𝑎𝑠𝑠𝑂𝑓𝐷𝑟𝑦𝐴𝑖𝑟+𝑀𝑎𝑠𝑠𝑂𝑓𝑊𝑎𝑡𝑒𝑟𝑉𝑎𝑝𝑜𝑟
=
0.622𝑒
𝑝−0.378𝑒
 (5.9) 
En donde p es dado en mb. 
 
Relación de mezcla 
 
Relación de mezcla r, es el peso del vapor de agua por unidad de peso del aire seco. Se expresa 
en gr/kg y se diferencia de la anterior en que en la relación de mezcla el peso del vapor de agua 
se normaliza respecto al peso del aire seco y no del húmedo como en el caso anterior. 
𝑟 =
𝑀𝑎𝑠𝑠𝑂𝑓𝑊𝑎𝑡𝑒𝑟𝑉𝑎𝑝𝑜𝑟
𝑀𝑎𝑠𝑠𝑂𝑓𝐷𝑟𝑦𝐴𝑖𝑟
= 0,622
𝑒
𝑝
 (5.10) 
Esta medida y la humedad relativa son las medidas más usadas para caracterizar la humedad, 
medida que se definirá después de definir el concepto de presión de saturación del vapor. 
 
 
2. BIBLIOGRAFÍA 
 
Lawrence, M.G. 2005: The relationship between relative humidity and the dew point temperature 
in moist air: A simple conversion and applications", Bull. Am. Meteorol. Soc., 86, 225-233. 
Contenido 
5.5 HUMEDAD EN LA ATMÓSFERA ......................................................................................... 1 
5.5.1 GENERALIDADES ......................................................................................................... 1 
5.5.2 LAS FASES DEL AGUA ................................................................................................. 2 
5.5.3 ECUACIÓN DE ESTADO ............................................................................................... 3 
5.5.4 TENSIÓN PARCIAL DEL VAPOR DE AGUA ................................................................ 4 
5.5.5 TENSIÓN DE SATURACIÓN ......................................................................................... 4 
5.5.6 TEMPERATURA DEL PUNTO DE ROCÍO .................................................................... 5 
5.5.7 TEMPERATURA DEL BULBO HÚMEDO ......................................................................6 
5.5.8 MEDIDAS DE LA HUMEDAD EN LA ATMÓSFERA ..................................................... 7 
2. BIBLIOGRAFÍA ........................................................................................................................ 8