Electromecanica

Unidad 5

La condensación es el proceso por el que el vapor de agua atmosférico se transforma en agua líquida. El vapor de agua necesita de un soporte material donde condensarse. Normalmente son impurezas del aire. Otras veces el agua condensa sobre la superficie de objetos con temperatura inferior al punto del rocío. Algunas partículas pequeñas de agua condensadas permanecen en el aire formando nubes, mientras otras precipitan como lluvia, nieve o granizo.

//3.1 Los mecanismos de saturación//

Como el aire puede contener mayor cantidad de vapor de agua cuanto mayor sea su temperatura, la circunstancia más favorable para su saturación es que se enfríe. Las circunstancias que provocan que el aire alcance el punto de saturación son: mezcla de masas de aire a distintas temperaturas; enfriamiento por contacto; enfriamiento dinámico de la atmósfera; mezcla de masas de aire no saturadas a distinta temperatura. Al no ser lineal la relación entre temperatura y la humedad, la mezcla de ambas puede llegar al punto de saturación. Las masas de aire de diferentes características térmicas e higrométricas poseen densidades distintas, y su mezcla no suele ser frecuente. Por el contrario, su separación formando un frente provoca otro tipo de condensación y precipitación.

Enfriamiento por contacto

Tiene lugar cuando una masa de aire caliente se desplaza sobre una superficie fría. En el invierno, las masas de aire oceánico, cálidas y húmedas, sobre todo por la noche, en contacto con la superficie terrestre más fría, se enfrían por debajo del punto del rocío, dando origen a nieblas por condensación de vapor de agua. También puede darse esta situación (llamada pared fría) en el verano, sobre la superficie fría del mar, cuando una masa de aire cálido procedente de la tierra se pone en contacto con el agua.

Enfriamiento por ascendencia

Es el mecanismo más eficaz. Es responsable de fuertes condensaciones y abundantes precipitaciones al producirse en amplios volúmenes de aire. El origen de la ascendencia puede ser térmico (aire calentado en la base), dinamico (ascensión por convergencia) u orográfico (el aire se eleva por irregularidades del relieve). Los movimientos ascendentes y descendentes del aire son de gran importancia para comprender la condensación y precipitación atmosféricas. Si la ascendencia tiene lugar rápidamente, sin intercambio de calor con el exterior (adiabático), el aire disminuye su temperatura aproximadamente 1°C por cada 100 m de desnivel. A aprtir de alcanzar el punto de saturación, se produce la condensación y la liberación de enrgía del paso de vapor a líquido (calor latente de condensación).

El enfriamento por la disminución de la presión queda compensado, reduciéndose a la mitad (0’5°C por cada 100 m). A este descenso térmico se le llama enfriamiento adiabático húmedo, para diferenciarlo del que tiene lugar antes de la saturación (enfriamiento adiabático seco).

//3.2 Los tipos de ascendencias//

Ascensiones convectivas

La masa de aire se eleva por calentamiento del suelo, al perder densidad y presión, y sube hasta encontrar una masa atmosférica de igual o mayor temperatura, momemnto en que se estabiliza. Son frecuentes en regiones tropicales y ecuatoriales, así como en latitudes medias en tormentas de verano. Su origen es fundamentalmente térmico.

Ascensiones orográficas

Si el aire en movimiento se encuentra con algún obstáculo montañoso, se eleva por la vertiente de barlovento y desciende por la de sotavento. La ascensión incrementa su efecto si la corriente contiene un alto porcentaje de humedad, como en el caso de las barrenas montañosas próximas al mar, cuando el aire es empujado del océano al continente. Si la disposición de las montañas es perpendicular, las precipitaciones son aún más abundantes.

Una vez superada la cumbre, la subsidencia del aire provoca un calentamiento, originando el efecto foëhn. El aire de la vertiente de sotavento se deseca y disminuye su humedad relativa según desciende, debido al aumento de la presión.

Ascensiones frontales o ciclónicas

El avance de lso frente cálido y frío provoca la elevación del aire, que puede ocasionar la saturación y posterior condensación del vapor de agua. La pendiente del frente frío es superior a la del cálido. La brusca elevación del aire caliente por acción del frente frío provoca lluvias abundantes, que contrastan con las de menor intensidad del frente cálido, ocasionando así una sucesión de diferentes tiempos atmosféricos.

La perturbación comienza con lluvias suaves y moderadas (frente cálido), mejora con la llegada del aire cálido y termina con gran inestabilidad provocada por el frente frío. Los obstáculos orográficos incrementan los efectos desestabilizadores. El frente cálido puede aumentar su pendiente al verse deformado por una montaña, mientras que la llegada del frente frío expulsa el aire caliente entre éste y la montaña de forma violenta.

//3.3 Estabilidad e inestabilidad atmosféricas//

Resumiendo los conceptos: El aire al elevarse se enfría (1°C/100m en el enfriamiento adiabático seco y 0’5°C/100m en el húmedo). El enfriamiento del aire provoca la saturación, condensación y precipitación del vapor de agua atmosférico.

La ascensión del aire se ve facilitada por mecanismos orográficos, termo-convectivos y frontales. Es decir, el aire comienza un movimiento de ascensión, principal mecanismo de la condensación (enfriamiento adiabático), por causas térmicas (convección), mecánicas (obstáculo montañoso) y dinámicas. El gradiente estático del aire de la troposfera tiene que ver con las posibilidades de que el aire siga progresando en altura. Debemos distinguir entre la variación de la temperatura debida a la ascensión del aire (volumen de aire en movimiento) y la estructura térmica vertical de la atmósfera en reposo. De forma general, siempre que la temperatura del aire ascendente sea más elevada que la del aire que le rodea, su densidad será menor y tenderá a seguir elevándose (inestabilidad). Si el aire ascendente alcanza una temperatura inferior a la de las capas de aire estacionario (sin estar obligado a ascender por motivos orográficos, etc.), su densidad será superior y el movimiento se detendrá (estabilidad). La situación de estabilidad/inestabilidad depende tanto de las características del aire estático como del aire ascendente. Un gradiente estático reducido permitirá que el aire iguale pronto la temperatura de la atmósfera, estabilizándose, al contrario que con un gradiente estático elevado. A igualdad del gradiente

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