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UNIVERSIDAD DE LEÓN

FUNDACIÓN UNIVERSITARIA IBEROAMERICANA

Influencia del Vapor de Agua Generado en

Procesos de Combustión de Hidrocarburos Fósiles

sobre el Calentamiento Global

Proyecto Final de Master presentado por Evilus Rada para la

obtención del título de Master en Gestión y Auditorías

Ambientales: Ingeniería y Tecnología Ambiental.

Profesor-Tutor: Ann Rodriguez

Mayo, 2012. Punto Fijo-Venezuela.

Influencia del Vapor de Agua Generado en Procesos de Combustión de Hidrocarburos Fósiles sobre el Calentamiento Global

Ing. Evilus Rada Vilela

ÍNDICE

1. INTRODUCCIÓN 1

1.1. Problemática 2

1.2. Antecedentes 3

1.3. Objetivos 4

1.3.1. Objetivo General 4

1.3.2. Objetivos Específicos 4

2. LA ATMÓSFERA 5

2.1. Origen de la Atmósfera 5

2.2. Composición de la Atmósfera 5

2.3. Perfil Térmico de la Atmósfera 6

2.4. Perfil de Presión de la Atmósfera 7

2.5. Balance Energético del Planeta 8

2.5.1. Radiación Solar y Terrestre 8

2.5.2. Capacidad de Absorción de Radiación de la Atmósfera 9

2.5.2.1. Espectro de Absorción del Vapor de Agua 12

2.5.3. Balance de Energía a través de la Atmósfera y Efecto Invernadero 12

2.6. Efecto Invernadero y Calentamiento Global 16

2.7. Marco Legal sobre Emisiones de Gases de Efecto Invernadero 18

3. USO DE LOS HIDROCARBUROS COMO FUENTE DE GENERACIÓN DE ENERGÍA 19

3.1. Origen del Petróleo y Derivados del Petróleo 19

3.2. Composición de los Hidrocarburos y del Gas Natural 19

3.2.1. Composición de los Hidrocarburos Derivados del Petróleo 20

3.2.2. Composición del Gas Natural 20

3.3. Aspectos Químicos de la Combustión 21

3.3.1. Química de la Combustión 21

3.3.2. Subproductos de la Combustión 22

3.3.2.1. Vapor de Agua 22

3.3.2.2. Dióxido de Carbono (CO2) 23

3.3.2.3. Dióxido de Azufre (SO2) 23

3.3.2.4. Monóxido de Carbono (CO) 24



3.3.2.5. Óxidos Nitrosos (NOx) 24

3.4. Consumo global de Hidrocarburos como Fuente de Energía Principal 25

3.5. Generación de Vapor de Agua durante Procesos de Combustión 29

4. EFECTOS DE LA GENERACIÓN DE VAPOR DE AGUA SOBRE LA ATMÓSFERA 31

4.1. Mecanismos de Retroalimentación Atmosférica. 31

4.1.1. Mecanismos de Retroalimentación Positiva del Vapor de Agua

en la Atmósfera. 32

4.1.2. Mecanismos de Retroalimentación Negativa del Vapor de Agua

en la Atmósfera 33

4.2. Influencia de la Generación de Vapor de Agua sobre el Ciclo Hidrológico 33

4.3. Influencia de la Generación de Vapor de Agua sobre el Calentamiento

Global 34

4.3.1. Liberación de Calor Latente a la Atmósfera asociado a los

Procesos de Condensación de Vapor de Agua. 34

4.3.1.1. Incremento de la temperatura atmosférica asociado al calor

latente de condensación. 36

4.3.2. Acumulación de calor en la atmósfera como consecuencia de la

radiación infrarroja absorbida por el vapor de agua proveniente

de los procesos de combustión. 37

4.3.2.1. Incremento de la Temperatura atmosférica asociado a la

radiación infrarroja absorbida por el vapor de agua proveniente

de los procesos de combustión. 39

4.3.3. Incremento total de la Temperatura atmosférica asociado al vapor

que se genera como subproducto de los procesos de combustión. 40

5. TECNOLOGÍAS ENERGÉTICAS ALTERNATIVAS 41

5.1. Demanda energética global.

5.1.1. Demanda global por sectores de los hidrocarburos derivados del 42

Petróleo.

5.1.2. Demanda global por sectores del gas natural. 43

5.2. Impactos Asociados a la Explotación de Hidrocarburos Fósiles 43

5.2.1. Impactos Económicos 43



5.2.2. Impactos Ambientales 44

5.2.3. Impactos Socio-Políticos 44

5.3. Tecnologías energéticas alternativas que minimizan la generación de vapor

de agua a partir de combustibles fósiles. 44

5.3.1. Celdas de Combustible de Hidrógeno con Membrana Electrolítica

Polimérica 45

6. CONCLUSIONES 47

7. BIBLIOGRAFÍA 50

ANEXOS


1 Ing. Evilus Rada Vilela

1. INTRODUCCIÓN

Durante la segunda fase de la Revolución Industrial surge una serie de innovaciones

tecnológicas y científicas que propician una considerable mejora tanto en las técnicas de

producción como en el sector automotriz. Este proceso de transformación industrial es

posible a raíz del consumo masivo de los hidrocarburos derivados del petróleo como fuente

de energía principal.

La obtención de energía a partir de los hidrocarburos es efectiva mediante un proceso

químico denominado combustión. En éste, las moléculas combustibles reaccionan con

oxígeno molecular en presencia de una energía de activación desprendiendo una gran

cantidad de calor a la vez que se generan subproductos como vapor de agua (H2O), dióxido

de carbono (CO2) y monóxido de carbono (CO).

Tanto el vapor de agua (H2O) como el dióxido de carbono (CO2) son componentes que se

encuentran naturalmente en la atmósfera terrestre. Éstos, en conjunto con el metano (CH4),

el ozono troposférico (O3) y el óxido nitroso (N2O) constituyen el grupo de los gases de

efecto invernadero

La importancia del efecto invernadero sobre el balance energético del planeta yace en la

formación de una capa térmica que absorbe una fracción de la radiación infrarroja

proveniente de la superficie terrestre (que a su vez ha sido calentada por la irradiación

solar) y la envía de regreso a la superficie, produciéndose así una acumulación de energía en

el sistema que garantiza una temperatura estable y apta para el desarrollo de la vida en el

planeta.

Debido a la creciente actividad industrial y al uso masivo de los combustibles derivados del

petróleo, durante los últimos 50 años se han venido incrementando de forma acelerada las

emisiones de gases de efecto invernadero. Como consecuencia, la atmósfera ha sufrido una

alteración en su composición. La integración de nuevas especies de origen antropogénico

(compuestos clorofluorocarbonados, entre otros) y el incremento en la concentración

dióxido de carbono, metano y vapor de agua introducen perturbaciones en los ciclos que



componen la dinámica atmosférica, estableciéndose en algunos casos mecanismos de

retroalimentación que modifican considerablemente las condiciones que imperan en el

sistema Tierra-Atmósfera.

En el presente proyecto se pretenden estudiar los aspectos referentes a la generación de

vapor de agua como subproducto de los procesos de combustión y el efecto de su

generación sobre la compleja dinámica atmosférica, para evaluar así la posible contribución

de estos efectos al calentamiento global.

1.1. PROBLEMÁTICA

A raíz del consumo masivo de los derivados del petróleo como fuente de energía principal,

las emisiones atmosféricas provenientes de los procesos de combustión han generado una

serie de perturbaciones en la atmósfera. Éstas han incidido bajo diversos mecanismos sobre

el calentamiento global.

La emisión de gases de efecto invernadero de origen antropogénico le ha conferido a la

atmósfera una mayor capacidad de absorción de ondas infrarrojas. De esta manera, se ha

intensificado el efecto invernadero, trayendo como consecuencia una contribución en el

aumento de la temperatura superficial del planeta.

El vapor de agua es el gas de efecto invernadero más abundante en la atmósfera (su

concentración varía entre 1% y 3%), y sus propiedades espectroscópicas lo sitúan como el

gas con mayor capacidad de absorción de ondas infrarrojas presente en la atmósfera,

siendo responsable de aproximadamente el 70% de la absorción de radiación térmica en el

sistema Tierra-Atmósfera. Por otro lado, la condensación del vapor de agua supone la

liberación de calor latente a la atmósfera.

Considerando el acelerado incremento en el consumo de hidrocarburos derivados del

petróleo como fuente de energía principal y la generación de vapor de agua que esto

implica, se pretenden estudiar los mecanismos mediante los cuales este vapor de agua

interfiere en el balance energético del planeta y la influencia que esto puede suponer sobre

el calentamiento global.



1.2. ANTECEDENTES

De acuerdo a la data que manejan grupos de investigación como el Intergovernmental Panel

on Climate Change (IPCC) y la National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), la

temperatura de la superficie del planeta se ha elevado alrededor de 0,8 °C durante los

últimos 100 años.

A pesar de que la Tierra ha experimentado diversas fluctuaciones climáticas a lo largo de su

historia como consecuencia de procesos naturales, diversos estudios evidencian que el

aumento de la temperatura global del planeta se ha visto acelerado como respuesta a la

alteración de la composición química de la atmósfera producto de la actividad

antropogénica, específicamente debido al incremento en las emisiones de gases de efecto

invernadero. Es tal la evidencia científica que arrojan dichos estudios, que se han

establecido convenios internacionales para la regulación sobre las emisiones de gases de

efecto invernadero. En el Protocolo de Kioto se establece un acuerdo mediante el cual los

países industrializados se ven obligados a reducir las emisiones de los seis gases de efecto

invernadero generados por la actividad humana: dióxido de carbono (CO2), metano (CH4),

óxido nitroso (NO2), hidrofluorocarbonos (HFC), perfluorocarbonos (PFC) y hexafloruro de

azufre (SF6).

En 1859, el físico Irlandés John Tyndall realizó diversos estudios sobre las capacidades de

absorción y emisión de radiación de los gases. Sus experimentos utilizaron la espectroscopía

como método para determinar la capacidad de absorción y transmisión de calor de algunos

gases presentes en la atmósfera. A partir de los resultados arrojados por sus experimentos,

Tyndall pudo determinar que el vapor de agua es el constituyente atmosférico que posee el

mayor potencial de absorción de radiación infrarroja.

En el Cuarto Reporte de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el

Cambio Climático (IPCC) denominado “Cambio Climático 2007” se expone: “El vapor de

agua es el gas de efecto invernadero más abundante y más importante en la atmósfera. Sin

embargo, la actividad humana sólo tiene una pequeña influencia directa sobre la cantidad

de vapor de agua atmosférico. Indirectamente, los humanos tienen el potencial de afectar



sustancialmente la cantidad de vapor de agua por medio del cambio climático. Por ejemplo,

una atmosfera más cálida contiene más vapor de agua. Las actividades humanas también

ejercen influencia sobre el vapor de agua a través de las emisiones de metano (CH4), ya que

el metano es sometido a una destrucción química en la estratósfera, produciéndose así una

pequeña cantidad de vapor de agua”.

1.3. OBJETIVOS

1.3.1. OBJETIVO GENERAL

Evaluar la influencia que ejerce el vapor de agua generado en procesos de combustión de

hidrocarburos derivados del petróleo sobre el calentamiento global.

1.3.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Estudiar los aspectos físicos y químicos asociados con la generación de vapor de

agua en procesos de combustión.

Estimar la cantidad de vapor de agua que se ha generado en los procesos de

combustión de hidrocarburos y su influencia sobre el ciclo hidrológico.

Analizar las propiedades físicas del vapor de agua para estimar la cantidad de calor

que puede ser liberada a la atmósfera por condensación del vapor de agua

generado en procesos de combustión.

Analizar las propiedades radiativas del vapor de agua para estimar la cantidad de

radiación térmica que puede ser absorbida por el vapor de agua generado en

procesos de combustión.

Evaluar la importancia de la contribución del vapor de agua generado en procesos

de combustión al calentamiento global.



2. LA ATMÓSFERA

2.1. ORIGEN DE LA ATMÓSFERA

La atmósfera actual difiere en gran medida de la atmósfera primitiva, cuyo origen data de

hace unos 4 billones de años, aproximadamente 500 millones de años después de la

formación del planeta. En ese entonces, el núcleo de la tierra estaba compuesto

básicamente por silicatos, hierro y algunos elementos radiactivos (uranio, torio y potasio).

La desintegración radiactiva de estos elementos generó la cantidad de calor necesaria para

fundir el material circundante, generándose a su vez un gradiente de presión que

desencadenó una gran actividad volcánica. La roca fundida del interior de la tierra surgió

hacia la superficie arrastrando consigo una serie de componentes volátiles que permanecían

confinados en el interior del planeta, dando lugar así a la atmósfera primitiva.

Predominaban entonces el dióxido de carbono (CO2), el nitrógeno (N2) y el vapor de agua

(H2O). A medida que disminuía la cantidad de elementos radiactivos en el núcleo de la

tierra, la atmósfera empezó a enfriarse y el vapor de agua empezó a condensar dando

origen a los océanos. Gran parte del dióxido de carbono se diluyó en los océanos para luego

formar rocas sedimentarias carbonatadas. El nitrógeno se acumuló en la atmósfera.

Aproximadamente unos 1.3 billones de años después, emergen los primeros organismos

capaces de realizar fotosíntesis oxigénica: las cianobacterias. El metabolismo de estos

organismos les permite sintetizar oxígeno a partir de dióxido de carbono y agua. De esta

manera, las cianobacterias comenzaron a consumir el dióxido de carbono presente en la

atmósfera primitiva liberando grandes cantidades de oxígeno, dando lugar así a una

atmósfera oxigenada.

2.2. COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA

La atmósfera terrestre actual está compuesta básicamente por nitrógeno (78,1 %), oxígeno

(20,9 %), argón (0,9 %), dióxido de carbono (0,035%) y pequeñas cantidades de gases traza

(hidrógeno, ozono, óxido nitroso y metano) que constituyen menos del 1% de la

composición atmosférica.



La proporción en la que cada componente se encuentra en la atmósfera actual es el

resultado de la interacción de los ciclos biogeoquímicos propios de cada elemento. A través

de estos ciclos, los elementos circulan por los compartimientos de la biósfera (litósfera,

hidrósfera y atmósfera) experimentando una serie de cambios en los que intervienen

factores químicos, biológicos y geológicos. Es así como las composiciones de nitrógeno,

oxígeno, vapor de agua y dióxido de carbono en la atmósfera dependen de los ciclos del

nitrógeno, del oxígeno, del agua, del carbono y de sus interacciones entre sí.

La composición del vapor de agua en la atmósfera es altamente variable y está

directamente relacionada con los procesos de evaporación, transpiración, precipitación y

condensación que conforman el ciclo hidrológico, pudiendo alcanzar concentraciones

atmosféricas hasta de un 3% en peso con respecto a los demás componentes atmosféricos.

2.3. PERFIL TÉRMICO DE LA ATMÓSFERA

De acuerdo a su perfil térmico, la atmósfera puede dividirse en cinco capas (Figura 2.1):

La tropósfera es la capa que se extiende desde la superficie terrestre hasta una altura media

global de 12 km. A pesar de ser la capa más delgada de la atmósfera, en ella se encuentra

aproximadamente el 80% de la masa atmosférica. La mayor parte del vapor de agua que

contiene la atmósfera se encuentra en la tropósfera, donde las corrientes de circulación

vertical del aire favorecen la formación de nubes, la precipitación y otros eventos

meteorológicos. En esta capa la temperatura decrece a una tasa promedio de 6,5 °C por

kilómetro hasta llegar al límite superior, la tropopausa, donde prevalece un

comportamiento isotérmico.

La estratósfera se extiende desde la tropopausa (≈12 km) hasta una altura aproximada de

50 km. Su comportamiento térmico en función de la altura es variable. En la estratosfera

baja la temperatura permanece estable con respecto a la altura, sin embargo a una altura

superior se presenta un aumento de la temperatura en función de la altura. Predominan las

corrientes de circulación vertical. La importancia de la estratósfera con respecto al clima

radica en que en ella se encuentra la capa de ozono. Su límite superior es la estratopausa.



La mesósfera comprende el volumen que se encuentra entre la estratopausa (≈50 km) y la

mesopausa (80 - 90 km). En esta capa la temperatura desciende en función de la altura,

hasta llegar a la mesopausa donde la atmósfera alcanza la temperatura más baja (-100°C).

Las corrientes de circulación son verticales.

La termósfera es la capa más caliente de la atmósfera debido a su exposición directa a la

radiación del sol. Se extiende desde la mesopausa (≈ 90 km) hasta una altitud aproximada

de 500 km, siendo ésta la capa más extensa de la atmósfera. En la termósfera se encuentra

la ionósfera, donde la exposición de los gases a la luz ultravioleta causa fotoionización. Al

igual que en la mesósfera, prevalecen la corrientes de circulación vertical.

Figura 2.1. Perfil de Temperatura de la Atmósfera

(http://pages.uoregon.edu/ph102/040910.html)

2.4. PERFIL DE PRESIÓN DE LA ATMÓSFERA

La presión en la superficie terrestre varía en función de su topografía. En superficies que se

encuentran a nivel del mar la presión equivale a 1013 mbar, a medida que la altitud del

terreno se incrementa, la presión disminuye hasta alcanzar aproximadamente 300 mbar en

montañas cuya cima supera los 8000 metros.

http://pages.uoregon.edu/ph102/040910.html



En la atmósfera, la presión disminuye exponencialmente en función de la altura de acuerdo

a la escala de altura (Ec. 2.1).

𝐻 𝑧 =𝑅𝑇(𝑧)

𝑀𝑎𝑖𝑟𝑒 𝑔; Ecuación 2.1

Donde:

R: constante universal de los gases ideales;

T(z): temperatura a la altura z;

Maire: Peso molecular promedio del aire (28,97 g mol-1)

g: Aceleración debido a la gravedad

2.5. BALANCE ENERGÉTICO DEL PLANETA

2.5.1. RADIACIÓN SOLAR Y TERRESTRE

El flujo de energía que acciona el sistema energético natural del planeta proviene del Sol e

intercepta la atmósfera antes de alcanzar la superficie terrestre. En el interior del Sol se

lleva a cabo la fusión nuclear de cuartetos de átomos de Hidrógeno para formar átomos de

Helio. Son estas reacciones nucleares las que originan la gran cantidad de energía que

irradia el Sol hacia el espacio.

Las diferentes longitudes de onda a las cuales un cuerpo puede emitir radiación conforman

el espectro electromagnético. Aunque el Sol irradie energía en todo el espectro

electromagnético, la mayor parte de la energía emitida está concentrada en la región visible

(0,4 µm – 0,7 µm). (Fig. 2.2)

De acuerdo a la ley de Wien, la longitud de onda a la cual un objeto irradia la mayor parte

de su energía es proporcional a la temperatura a la cual se encuentra su superficie (Ec. 2.2).

𝜆𝑚𝑎𝑥 =2897𝜇𝑚 𝐾

𝑇; Ecuación 2.2

Así, el Sol, cuya superficie se encuentra a una temperatura de aproximadamente 5800 K,

presenta su pico de emisión de radiación (λmax) a 0,5 µm, lo cual corresponde a la luz verde

de la región visible.



La Tierra, cuya temperatura superficial está alrededor de los 288 K, emite radiación a

longitudes de ondas entre 5 µm y 15 µm, alcanzando el pico de emisión a una longitud de

onda de 10 µm, que corresponde a la región infrarroja del espectro. El clima de la Tierra está

condicionado por la cantidad de energía solar que intercepta el planeta y por la cantidad de

esa energía que es absorbida por el mismo, siendo la atmósfera terrestre el ente que

controla dichas cantidades.

Figura 2.2. Espectro Electromagnético. (http://partner.cab.intacsic.es)

La cantidad de energía solar que intercepta la atmósfera terrestre puede variar de acuerdo a

los cambios en la intensidad de la radiación que emite el sol y la distancia

2.5.2. CAPACIDAD DE ABSORCIÓN DE RADIACIÓN DE LA ATMÓSFERA.

En 1859, el físico irlandés John Tyndall inició una serie de experimentos basándose en las

observaciones realizadas en años anteriores por Fourier, De Saussere, Poulle y Hopkins

acerca de la transferencia de energía solar y terrestre a través de la atmósfera. Fourier

describe en su Tratado sobre la Temperatura Global (1828) que la atmósfera es

transparente a la radiación solar, sin embargo, posee una gran capacidad de absorción de

radiación térmica, lo cual incide en el aumento de la temperatura de la superficie del

planeta.

http://partner.cab.intacsic.es/



Tyndall se dedicó a analizar el comportamiento de cada uno de los gases atmosféricos ante

la radiación de energía proveniente de diferentes fuentes a diversas temperaturas. Sus

experimentos fueron posibles gracias al uso de un espectrofotómetro construido por él

mismo para tal efecto. Pudo observar que a pesar de ser los mayores constituyentes de la

atmósfera, el nitrógeno y el oxígeno son transparentes ante la radiación térmica, mientras

que el ozono, el metano, el dióxido de carbono y el vapor de agua, cuya contribución a la

composición atmosférica se reduce al 1%, poseen un gran potencial de absorción de energía

térmica.

A raíz de los resultados obtenidos en sus experimentos, Tyndall pudo concluir que entre los

diversos componentes de la atmósfera capaces de absorber radiación térmica, el vapor de

agua además de ser el más abundante, es el que posee mayor capacidad de absorción de

radiación térmica.

En 1905, Chamberlain indicó que el vapor de agua es el principal responsable de la

absorción térmica de la atmósfera, y que su cantidad en la atmósfera depende de su

temperatura. Lo cual implica que si otro agente no tan dependiente de la temperatura como

el dióxido de carbono incrementa la temperatura de la superficie, esto deriva en un

aumento en la cantidad de vapor de agua en la atmósfera, que a su vez absorberá más calor

y podrá almacenar aún más vapor de agua.

Un siglo más tarde, los adelantos en las técnicas de espectroscopía y el surgimiento de la

teoría cuántica, confirmaron los resultados de Fourier y Tyndall, proporcionando datos aún

más precisos acerca del espectro de absorción de la atmósfera. Este último indica la fracción

de radiación electromagnética incidente que es absorbida por la atmósfera a determinadas

longitudes de onda (Fig 2.3).



Figura 2.3. (a) Espectro de absorción de la radiación que viaja desde la superficie terrestre hasta el tope de la atmósfera. (b) Espectro de absorción de la radiación que viaja desde la tropopausa hasta el

tope de la atmósfera. (http://www.geo.utexas.edu/courses/387h/Lectures/chap2.pdf)

De acuerdo a la figura 2.3 b, la atmósfera es prácticamente transparente en la región visible

del espectro electromagnético (0,4 µm – 0,7 µm), región en la cual se concentra la mayor

parte de la radiación emitida por el sol. A longitudes de onda menores a 0,3 µm, la alta

capacidad de absorción del ozono estratosférico impide el paso de la mayor parte de la

radiación ultravioleta hacia la superficie del planeta. El oxígeno absorbe radiación en la

región del ultravioleta lejano (longitudes de onda menores a 0,2 µm), donde existe muy

poco flujo de energía solar.

Como se puede observar en la figura 2.3a, la atmósfera presenta capacidades de absorción

variables a lo largo de la región infrarroja del espectro, pudiendo presentar opacidad a

ciertas longitudes de onda, así como transparencia a otras. Sin embargo, en la región en la

cual se concentra la radiación terrestre (5 µm - 15 µm), la atmósfera presenta una capacidad

de absorción importante dominada por moléculas triatómicas (H2O, CO2, O3, N2O). La

configuración espacial de estas moléculas les confiere la capacidad de almacenar energía

mediante movimientos rotacionales que permiten el paso de la molécula de un nivel

energético a otro al ser interceptada por un haz de radiación cuya longitud de onda

corresponde a la región infrarroja del espectro. A pesar de encontrarse en proporciones

muy bajas en la atmósfera, estos compuestos, junto al metano (CH4) y los compuestos

clorofluorocarbonados (CFC’s), son los principales responsables de la absorción de radiación

térmica en la atmósfera, constituyendo el grupo de los Gases de Efecto Invernadero (GEI).



2.5.2.1. Espectro de Absorción del Vapor de Agua

La configuración espacial de la molécula de agua le proporciona un momento de inercia

rotacional lo suficientemente pequeño como para originar movimientos intermoléculares de

rotación y rotación-vibración que le permiten almacenar energía cuando la molécula, en fase

gaseosa, es interceptada por un haz de radiación. Esta combinación de transiciones

rotacionales y vibracionales le confieren al vapor de agua un complejo espectro de absorción

compuesto por miles de líneas que cubren una amplia región espectral.

El amplio rango que comprende el espectro de absorción del vapor de agua lo sitúa como el

componente atmosférico con mayor capacidad de absorción de radiación infrarroja, siendo

responsable de un 70% de la radiación térmica que absorbe la atmósfera, definiendo así, en

gran parte, el perfil de absorción de la misma (Fig. 2.4).

Figura 2.4. (a) Espectro de Absorción para el Vapor de Agua. (b) Espectro de Absorción para la

Atmósfera. (Seinfield, 1986)

2.5.3. BALANCE ENERGÉTICO A TRAVÉS DE LA ATMÓSFERA Y EFECTO INVERNADERO.

El balance de energía para el sistema Tierra-Atmósfera establece que toda la energía que es

absorbida por el sistema debe ser emitida por el mismo hacia el exterior. El flujo energético

que desencadena la actividad termodinámica en el sistema proviene del Sol.

La tasa de emisión de radiación solar corresponde actualmente a Q = 3,87 x 1026 W.

Considerando una distancia media entre la Tierra y el Sol de r = 150 x 109 m, es posible



estimar el flujo de energía solar que intercepta la atmósfera, denominado constante solar

(So) (Ec. 2.3).

𝑆𝑜 =𝑄

4𝜋𝑟2; Ecuación 2.3

Así, la constante solar equivale actualmente a S0 = 1368,7 𝑊

𝑚2. El área de la sección

transversal de la Tierra que intercepta el flujo de energía solar corresponde a 𝜋𝑎2 (Fig. 2.4),

donde a es el radio medio de la tierra (a = 6.371 x103m). Siendo entonces, la tasa de

radiación que alcanza el sistema, equivalente a Q = 1,75 x 1017 W.

Dado que el área superficial que recibe esta radiación equivale a 4𝜋𝑎2, el flujo de energía

que alcanza el sistema por unidad de área equivale a F = 342,2 𝑊

𝑚2.

Figura 2.4. La radiación solar intercepta la tierra en una sección transversal equivalente a un disco

cuyo radio equivale al radio medio de la tierra.

No toda la energía solar que alcanza la atmósfera es absorbida por la tierra, una parte de

esta energía es dispersada y reflejada hacia el espacio una vez que interceptan ciertas

partículas aerosoles, moléculas presentes en el aire, nubosidad, superficies desérticas y

superficies cubiertas de hielo y nieve. Esta fracción de energía solar que es reflejada hacia

el espacio se denomina albedo (α) y equivale, de acuerdo a las condiciones terrestres

actuales, a α ≈ 0,3.

La fracción de energía solar que es absorbida por el sistema equivale a (1- αp), de manera

que el flujo de energía absorbida por unidad de área equivale a Fa = 239,5 𝑊

𝑚2 (Ec. 2.4).



𝐹𝑎 = 𝐹 1 −∝𝑝 ; Ecuación 2.4

Para mantener el equilibrio termodinámico del sistema, la tierra debe emitir un flujo de

radiación hacia el espacio (Fe) equivalente al flujo de radiación solar que ha absorbido (Fa).

(Ec. 2.5)

𝐹𝑎 − 𝐹𝑒 = 0; Ecuación 2.5

Asumiendo que el comportamiento termodinámico de la Tierra se asemeja a aquel de un

cuerpo negro, es posible aplicar la ley de Stefan-Boltzmann para obtener una expresión que

relaciona el flujo de radiación terrestre emitido (Fe) con la temperatura de emisión de la

tierra (Te) (Ec. 2.6).

𝐹𝑒 = 𝜎𝑇𝑒4; Ecuación 2.6

Donde σ corresponde a la constante de Stefan-Boltzmann, cuyo valor es de 5,67 × 10-8 𝑊

𝑚2𝐾4

.

Ahora bien, igualando las ecuaciones 2.5 y 2.6 es posible obtener una expresión que define

la temperatura de emisión de la Tierra (Te) en función del flujo de radiación absorbido por el

sistema (Ec. 2.7).

𝑇𝑒 = 𝐹𝑎

𝜎

4; Ecuación 2.7

Sustituyendo los valores conocidos (Fa, σ), se obtiene una temperatura de emisión de

Te= 255 K. Esto indica que la tierra puede emitir un flujo energético equivalente a Fa (239,5

𝑊

𝑚2) sólo si su temperatura superficial corresponde a 254,9 K (-18,3°C). Sin embargo, la

temperatura media actual de la superficie terrestre corresponde a TS = 287,4 K (14,3°C)

(Anexo 8). A esta temperatura, y de acuerdo a la ley de Stefan-Boltzmann, el flujo

energético que emite la tierra (Fs) equivale a 387,1 𝑊

𝑚2 (Ec. 2.6). La diferencia entre los

valores correspondientes a Fa y Fs sugiere la existencia de una tasa de acumulación de

energía dentro del sistema Atmósfera-Tierra.



Al ingresar en el sistema, una parte del flujo energético Fa es absorbida por la atmósfera (68

𝑊

𝑚2 ), mientras que el flujo de energía restante (171,5 𝑊

𝑚2) es absorbido por la superficie

terrestre. De este último flujo, 24,9 𝑊

𝑚2 son liberados a la atmósfera en forma de calor

sensible por la acción de las corrientes termales; mientras que 79,7 𝑊

𝑚2 son liberados como

calor latente; y los 66,9 𝑊

𝑚2 restantes son emitidos como radiación infrarroja.

Si bien la superficie terrestre emite un flujo energético equivalente a 387,1 𝑊

𝑚2, y sólo 66,9

𝑊

𝑚2 provienen directamente de la radiación solar, los 320,2 𝑊

𝑚2 restantes corresponden a un

flujo de energía que ha sido absorbido por los gases de efecto invernadero (GEI),

principalmente por el vapor de agua, y que es emitido de regreso a la superficie, generando

así una acumulación de energía en el sistema Atmósfera-Tierra, denominada Efecto

Invernadero.

El efecto invernadero actúa como un mecanismo de autorregulación del sistema Tierra-

Atmósfera que garantiza una temperatura estable en la superficie terrestre, haciéndola apta

para el desarrollo de las especies que habitan el planeta. En ausencia de este efecto, la

temperatura de la superficie terrestre sería equivalente a -18,25°C.

Fig. 2.5. Balance de Energía para el Sistema Tierra-Atmósfera (Modificado de Seinfield y Pandis, 2006)



2.6. EFECTO INVERNADERO Y CALENTAMIENTO GLOBAL

Tanto el sector industrial como el sector automotriz constituyen las principales fuentes de

generación de gases de origen antropogénico. El acelerado incremento en el uso de

combustibles fósiles con el fin de satisfacer la demanda global de ambos sectores, en

conjunto con el desarrollo de técnicas para la producción masiva de compuestos

refrigerantes, propelentes y solventes, ha traído como consecuencia un aumento en la

concentración de gases de efecto invernadero (GEI) en la atmósfera, lo que se traduce en

una atmósfera con mayor capacidad de absorción de radiación infrarroja.

Factores como el aumento en la concentración de los GEI, las propiedades radiativas propias

de estos gases, su capacidad para interactuar con otros componentes y la posibilidad de

establecer mecanismos de retroalimentación atmosférica, favorecen la acumulación de

energía en el sistema Tierra-Atmósfera. Esto supone un aumento en el flujo de energía que

es emitido hacia la superficie del planeta como consecuencia del efecto invernadero. En

consecuencia, la superficie terrestre debe aumentar su temperatura para restablecer el

equilibrio termodinámico del sistema.

A lo largo de su historia, la Tierra ha sido escenario de múltiples fluctuaciones climáticas

atribuidas a fenómenos propios del sistema solar, como variaciones en la forma de la órbita

terrestre, cambios en la inclinación de la tierra y variaciones en el flujo de radiación que es

emitido desde el sol. De acuerdo a la figura 2.6, al comparar las temperaturas medias de la

superficie con la cantidad de radiación solar que total que incide sobre la tierra durante el

período comprendido entre los años 1600 y 1800, se hace evidente el predominio de la

incidencia de la radiación solar sobre el clima. Al correlacionar estos dos factores durante

dicho período, se obtiene un incremento de 0,35°C en la temperatura de la superficie para

un aumento en la incidencia de la radiación solar de 0,17%, es decir, la sensibilidad climático

para este registro es de 2,1 °C para un aumento de un 1% en la incidencia de la radiación

solar (Fig. 2.7).

Al aplicar este factor de sensibilidad climático al período comprendido entre los años 1965

y 2010, donde el aumento de la incidencia de radiación solar corresponde a 0,12%, se



obtiene una variación en la temperatura superficial equivalente a 0,26 °C. Sin embargo,

según la data que manejan diversas instituciones gubernamentales y científicas, la

temperatura superficial del planeta se elevó alrededor de 0,7 °C durante este período

(Anexo 8), es decir, 0,44°C adicional a lo estimado si el comportamiento de la temperatura

superficial del planeta sólo se viera afectado por la variación en la incidencia de la radiación

solar sobre la Tierra.

Figura 2.6. (a) Incidencia de radiación solar sobre la Tierra; (b) Variación en la temperatura superficial de la Tierra; para un período comprendido entre los años 1600 y 2000. (Modificado de Seinfield y Pandis,

2006)

Figura 2.7. Comparación entre la incidencia de radiación solar y la temperatura superficial en el hemisferio norte desde el año 1600 hasta el año 2000.(Modificado de Seinfield y Pandis, 2006)



2.7. MARCO LEGAL SOBRE EMISIONES DE GASES DE EFECTO INVERNADERO

En vista del acelerado incremento en las emisiones atmosféricas de origen antropogénico,

se han establecido acuerdos y convenios internacionales cuyo objetivo ha sido reducir las

emisiones de algunos de los gases que presentan mayor potencial de alteración a la

atmósfera.

En el convenio sobre el cambio climático celebrado en Río de Janeiro en 1992, enmarcado

en la Conferencia de las Naciones Unidas sobre el Medio Ambiente y Desarrollo, se acuerda

que los países industrializados deben intentar reducir sus emisiones de modo que para el

año 2000 sus niveles de emisión alcancen los mismos niveles del año 1990.

En diciembre del año 1997 se celebró en Kioto (Japón) la Tercera Convención Marco de las

Naciones Unidas sobre el Cambio Climático. En el marco de esta convención se adoptó el

Protocolo de Kioto, donde se establecieron ciertas directrices que los países industrializados

debían cumplir para lograr una reducción en las emisiones de seis gases de efecto

invernadero en un 5,2 % sobre los niveles del año 1990. Estos gases son: metano (CH4),

dióxido de carbono (CO2), ozono (O3), óxido nitroso (N2O), hidrofluorocarbonos (HFC),

perfluorocarbonos (PFC) y hexafluoruro de azufre (SF6). Durante la convención se acordó

que este protocolo entraría en vigencia 90 días después de ser ratificado por al menos 55

países cuyas emisiones atmosféricas equivalieran al 55% de las emisiones totales de estos

gases en el año 1990.

Fue en Febrero del año 2005 cuando finalmente entró en vigor este protocolo, 90 días

después de la Cumbre del Clima de Montreal. Los países firmantes acordaron disminuir sus

emisiones de metano y dióxido de carbono en un 5,2 % con respecto a los niveles del año

1990, durante el período 2008-2012. Se establecieron tres mecanismos para alcanzar este

objetivo:

Un comercio internacional de emisiones mediante el cual un país puede comprar o

vender certificados de dióxido de carbono, en los que se determina la cantidad de

dióxido de carbono que dicho país puede emitir.



Un mecanismo de desarrollo limpio por medio del cual un país industrializado cuyas

emisiones superen la cantidad establecida por el protocolo, puede obtener el cupo

de emisiones de dióxido de carbono de un país en vías de desarrollo a cambio de

tecnologías limpias.

Una implementación conjunta en la que un país industrializado podrá invertir en

tecnologías limpias en otro país industrializado a cambio de certificados de emisión

de dióxido de carbono.

Hasta septiembre del año 2011, son 191 países los que han ratificado el Protocolo de Kioto.

3. USO DE LOS HIDROCARBUROS COMO FUENTE DE GENERACIÓN DE ENERGÍA

3.1. ORIGEN DEL PETRÓLEO Y DERIVADOS DEL PETRÓLEO

La teoría más aceptada por la comunidad científica acerca del origen del petróleo es la

teoría orgánica. Esta teoría indica que el petróleo se origina como consecuencia del

hundimiento de grandes capas de restos de microflora y microfauna en el suelo primitivo de

lagos, océanos y pantanos. Durante millones de años, estas capas se fueron enriqueciendo

como consecuencia de la acumulación de sedimentos hasta hundirse en las profundidades

del subsuelo, donde las condiciones imperantes dificultaban la descomposición biológica

por actividad bacteriana.

La primera etapa del proceso de formación del petróleo comprende la descomposición de

los biopolímeros presentes (lípidos, celulosa y proteínas) en biomonómeros (ácidos grasos,

azúcares y aminoácidos). Éstos, al acumularse en los sedimentos, se hundieron en el suelo y

su temperatura comenzó a aumentar en respuesta al gradiente geotérmico de la tierra. En

presencia de temperaturas altas, los biomonómeros empezaron a reaccionar entre sí

formando una estructura orgánica llamada kerógeno.

Las altas temperaturas que prevalecen en las profundidades del suelo donde yace el

kerógeno, propician una serie de reacciones lentas que transforman el kerógeno en

petróleo. A mayores profundidades y mayores temperaturas, el petróleo puede



transformarse en gas natural. Una vez formados, el petróleo y el gas natural permanecen

en reservorios hasta que son extraídos por el hombre.

Luego del proceso de extracción, el petróleo es sometido a una separación previa in situ con

el fin de retirar los sedimentos, el gas natural y el agua asociados al pozo, para luego ser

almacenado en tanques o enviado a través de oleoductos a las plantas de refinación o

puertos de exportación.

En las plantas de refinación, el petróleo es sometido a diversos procesos industriales con el

fin de separarlo en una serie de fracciones que serán refinadas y purificadas para obtener

productos y subproductos comercializables (gasolina, jet fuel, fuel oil, kerosene, diesel,

gasoil, aceites lubricantes, asfalto, gas licuado de petróleo, ceras parafinadas y coque).

3.2. COMPOSICIÓN DE LOS HIDROCARBUROS Y DEL GAS NATURAL

3.2.1. COMPOSICIÓN DE LOS HIDROCARBUROS DERIVADOS DEL PETRÓLEO

La composición del petróleo puede variar de un sitio a otro dependiendo de las condiciones

a las cuales se dio su proceso de transformación y del período de tiempo durante el cual

permaneció confinado. Sin embargo, la composición media de los hidrocarburos puede

situarse dentro de unos rangos a nivel global (tabla 3.1).

Elemento Composición molar (%)

Carbono 84-87

Hidrogeno 11-14

Azufre 0-3

Nitrógeno 0-1

Oxígeno 0-2

Tabla 3.1. Composición media de los hidrocarburos.

3.2.2. COMPOSICIÓN DEL GAS NATURAL

En cuanto a la composición molar del gas natural, los valores medios se sitúan entre los

rangos descritos en las tablas 3.2 y 3.3.



Compuesto Composición molar (%) Composición Volumétrica (%)

CH4 90,82 90,87

C2H6 6,23 6,19

C3H8 0,27 0,27

CO2 1,89 1,88

N2 0,79 0,79

Tabla 3.2. Composición molar media y volumétrica del gas natural por compuesto.

Elemento Composición molar (%)

C 20,2

H 79,0

N 0,5

O 0,3

Tabla 3.3. Composición molar media del gas natural por elemento.

3.3. ASPECTOS QUÍMICOS DE LA COMBUSTIÓN

3.3.1. QUÍMICA DE LA COMBUSTIÓN

Durante el proceso de combustión de hidrocarburos se producen una serie de reacciones

químicas exotérmicas desencadenas por una energía de activación y en presencia de

oxígeno. Los átomos de hidrógeno, carbono y azufre contenidos en el hidrocarburo

reaccionan con una cantidad suficiente de oxígeno liberando grandes cantidades de calor y

generando básicamente vapor de agua, dióxido de carbono y dióxido de azufre. (Ecuaciones

3.1, 3.2 y 3.3)

𝐶 + 𝑂2 → 𝐶𝑂2 Ecuación 3.1

2𝐻 +1

2𝑂2 → 𝐻2𝑂 Ecuación 3.2

𝑆 + 𝑂2 → 𝑆𝑂2 Ecuación 3.3

La reacción global de combustión puede expresarse según la ecuación 3.4.

𝐶𝑥𝐻𝑦𝑂𝑧𝑆𝑤 + 4𝑥+𝑦−2𝑧+4𝑤

4 𝑂2 = 𝑥𝐶𝑂2 +

𝑦

2 𝐻2𝑂 + 𝑤𝑆𝑂2 Ecuación 3.4



Donde x, y, z y w corresponden al número de átomos de carbono, hidrógeno, oxígeno y

azufre respectivamente contenidos en el combustible.

La cantidad de oxígeno necesaria para que ocurran las reacciones de combustión viene dada

por el oxigeno teórico requerido, que no es más que la cantidad estequiométrica de oxígeno

necesaria para que los átomos de hidrógeno, carbono y azufre se oxiden completamente.

En base a la cantidad de oxígeno suministrada durante el proceso de combustión, la

combustión puede ser completa o incompleta. Cuando la cantidad de oxígeno suministrada

es menor al oxigeno teórico requerido, los componentes del hidrocarburo no se oxidan

completamente y se produce una combustión incompleta con presencia de compuestos

inquemados, como monóxido de carbono (CO), hidrógeno (H2) y carbono (C), entre otros.

Con el fin de asegurar una combustión completa sin producción de inquemados se suele

emplear un exceso de oxígeno.

La cantidad de calor liberada por unidad de masa de hidrocarburo durante el proceso de

combustión se conoce como poder calorífico. El poder calorífico para los productos

comercializables derivados del petróleo oscila en un rango entre 9000 y 11500 kcal/kg.

3.3.2. SUBPRODUCTOS DE LA COMBUSTIÓN

Los subproductos que se obtienen durante los procesos de combustión son llamados gases

de combustión. Éstos son emitidos a la atmósfera desde fuentes fijas o móviles. Las fuentes

fijas (industrias, centrales termoeléctricas, calderas industriales y plantas de incineración de

residuos) descargan los gases de combustión a través de chimeneas. Las fuentes móviles

(vehículos a motor) realizan la descarga a través de tubos de escape.

Los gases de combustión están constituidos fundamentalmente por vapor de agua, dióxido

de carbono, dióxido de azufre, monóxido de carbono y óxidos nitrosos.

3.3.2.1. Vapor de Agua (H2O)

El hidrógeno está presente significativamente tanto en los hidrocarburos derivados del

petróleo como en el gas natural. En las reacciones de combustión, éste hidrógeno se oxida



completamente para formar un vapor de agua que es emitido a la atmósfera e integrado de

esta forma al ciclo hidrológico. En consecuencia, es válida la concepción de un ciclo

hidrológico que admite la generación de agua y no sólo la transformación de fases a la que

es sometida una misma masa de agua, puesto que el vapor de agua proveniente de los

procesos de combustión es generado a partir de fuentes externas al ciclo hidrológico.

El vapor de agua es el compuesto con mayor capacidad de absorción de ondas infrarrojas en

la atmósfera, además de ser el gas de efecto invernadero más abundante. En consecuencia,

es el gas de efecto invernadero con mayor importancia en la atmósfera.

Por otro lado, el vapor de agua interviene en un mecanismo de retroalimentación positivo

en el cual el aumento de la temperatura del aire incide directamente en un aumento en la

cantidad de vapor de agua en la atmósfera. Durante el proceso de condensación de este

vapor, se libera un calor latente de condensación a la atmósfera que aumenta la

temperatura del aire adyacente, aumentando de nuevo la capacidad de almacenamiento de

vapor de agua en la atmósfera. De esta manera se genera un ciclo en el que la perturbación

inicial se ve intensificada, provocándose progresivamente un aumento en la temperatura

del aire y a la vez un incremento en las precipitaciones.

3.3.2.2. Dióxido de Carbono (CO2)

Las moléculas de dióxido de carbono están formadas por dos átomos de oxígeno enlazados

a un átomo de carbono. Como componente natural de la atmósfera, el dióxido de carbono

es producto de la respiración de los seres vivos, de la descomposición de la materia orgánica

y en menor parte de la actividad volcánica. Las emisiones antropógenicas de dióxido de

carbono provienen de las actividades industriales y del tráfico de vehículos a motor, en

consecuencia se emiten grandes cantidades de dióxido de carbono a la atmósfera. Por ser

uno de los gases con mayor capacidad de absorción de radiación infrarroja en la atmósfera,

debido al acelerado incremento de sus emisiones a la atmósfera, el dióxido de carbono

proporciona un gran aporte al efecto invernadero.

3.3.2.3. Dióxido de Azufre (SO2)



El dióxido de azufre es un gas que resulta de la oxidación del azufre contenido en los

hidrocarburos. Las moléculas de dióxido de azufre están formadas por un átomo de azufre

enlazado a dos átomos de oxígeno. El dióxido de azufre en la atmósfera puede oxidarse y

formar sulfatos, estos compuestos son arrastrados por el material particulado y son

propensos a ingresar en el organismo humano a través de las vías respiratorias. Por otro

lado, el dióxido de azufre es uno de los compuestos responsables de la lluvia ácida o

deposición ácida. Debido a su propiedad higroscópica, las moléculas de dióxido de azufre

reaccionan con el agua presente en la atmósfera formando ácido sulfúrico y ácido sulfuroso

que precipitan a la superficie. En consecuencia, los cuerpos acuáticos expuestos a la

deposición ácida (lagos, ríos y mares) sufren un aumento en el pH, cuyo efecto dificulta la

vida de una serie de organismos y microorganismos acuáticos. Los terrenos propensos a

deposiciones ácidas se caracterizan por daños en la vegetación y desaparición de ciertos

microorganismos.

3.3.2.4. Monóxido de Carbono (CO)

Cuando existe una deficiencia de oxígeno en los procesos de combustión, el carbono

presente en los hidrocarburos no se oxida completamente. En consecuencia, se genera

cierta cantidad de monóxido de carbono formado a partir de los átomos de carbono que no

alcanzaron su oxidación total.

Actualmente, la principal fuente de generación de monóxido de carbono son los vehículos

de motor, aportando entre el 75% y el 80 % de las emisiones de este gas a la atmósfera. La

peligrosidad del monóxido de carbono radica en la capacidad que tiene éste para reaccionar

con la hemoglobina de la sangre para formar un compuesto llamado carboxihemoglobina,

cuya concentración en la sangre produce alteraciones en el sistema nervioso central,

pudiendo llegar a ser letal.

3.3.2.5. Óxidos Nitrosos (NOx)

Los óxidos nitrosos son compuestos que suelen formarse durante los procesos de

combustión en presencia de una temperatura de llama alta, como resultado de la reacción

entre el nitrógeno contenido en el hidrocarburo y el oxígeno del aire y de la reacción del



nitrógeno atmosférico con el oxígeno a altas temperaturas. No obstante, gran parte de las

emisiones de los óxidos nitrosos a la atmósfera proviene de las fuentes móviles (vehículos a

motor).

Las emisiones de óxidos nitrosos (NO, NO2 y N2O) pueden producir alteraciones en la

atmósfera mediante tres mecanismos diferentes: aumento en la concentración atmosférica

de gases de efecto invernadero, generación de lluvias ácidas y reducción de la capa de

ozono.

El óxido nitroso (N2O), debido a su capacidad para absorber radiación infrarroja y su largo

tiempo de vida, es uno de los gases de efecto invernadero más importante después del

dióxido de carbono. Por su parte, el óxido nítrico y el dióxido de nitrógeno están

considerados como unos de los principales agentes destructores de la capa de ozono.

Además, su permanencia en la atmósfera les permite reaccionar con el agua para formar

ácido nítrico. Éste, al igual que el ácido sulfúrico, precipita hacia la superficie generando

lluvias ácidas.

3.4. CONSUMO GLOBAL DE HIDROCARBUROS COMO FUENTE DE ENERGÍA PRINCIPAL

La revolución industrial marcó el inicio de un acelerado incremento en el uso de los

hidrocarburos como fuente de energía principal para el desarrollo de las industrias y para el

tráfico de los vehículos a motor. Como consecuencia, se han ido incrementando las

emisiones de gases, provocando una serie de alteraciones en la atmósfera que derivan en

fenómenos climáticos y atmosféricos perjudiciales para las especies que habitan el planeta.

Es así como el aumento de las emisiones atmosféricas ha influido en fenómenos como la

intensificación del efecto invernadero, la destrucción de la capa de ozono y la ocurrencia de

fenómenos climáticos como El Niño y La Niña.

De acuerdo a la data contenida en la Reporte Estadístico de la Energía Mundial

correspondiente a Junio de 2011 por la empresa British Petrol (Gráfico 3.1), el consumo

anual de petróleo a nivel mundial se ha incrementado en 2.498 millones de toneladas en los

últimos 45 años, situándose actualmente en 4.028,1 millones de toneladas de petróleo que



se consumieron en el año 2010, de los cuales 1.267,8 millones de toneladas fueron

consumidas por los países que conforman Asia y Oceanía (China, Japón, India y Corea del

Sur, entre los más importantes); 1.039,7 millones de toneladas corresponden al consumo de

los países que conforman Norteamérica (Estados Unidos, Canadá y México); 922,9 millones

de toneladas fueron consumidas por los países europeos y euroasiáticos (siendo Rusia el

país con mayor consumo de petróleo en Europa); 360,2 millones de toneladas corresponden

al consumo de los países que conforman el Medio Oriente (siendo el mayor consumidor

Arabia Saudita); 282,5 millones de toneladas fue el consumo de los países que pertenecen a

Suramérica y Centroamérica (siendo Brasil el mayor consumidor); y 155,5 millones de

toneladas consumieron los países pertenecientes a África. (Gráfico 3.1)

El mayor consumidor de petróleo a nivel mundial en la actualidad es Estados Unidos (850

millones de toneladas de petróleo), seguido por China que consume cerca de la mitad del

petróleo que consume Estados Unidos (428 millones de toneladas de petróleo).

En cuanto al uso de gas natural como combustible, el incremento en el consumo anual ha

sido de 2.264,3 millones de toneladas equivalentes de petróleo en los últimos 45 años. En el

año 2010 se consumieron 2.858,1 millones de toneladas equivalentes de petróleo. Estados

Unidos y Rusia se sitúan como los mayores consumidores de gas natural. (Gráfico 3.2)

Influencia del Vapor de Agua generado en procesos de Combustión de Hidrocarburos Fósiles sobre el Calentamiento Global


Gráfico 3.1. Consumo de Petróleo por Regiones desde el año 1965 hasta el año 2010. (Reporte Estadístico de la Energía Mundial 2011 de British Petrol)

Norteamérica, 1039,7

Suramérica,Centroamérica, 282,0

Europa y Euro-Asia, 922,9

Medio Oriente, 360,2

Africa, 155,5

Asia - Pacífico, 1267,8

0,0

100,0

200,0

300,0

400,0

500,0

600,0

700,0

800,0

900,0

1000,0

1100,0

1200,0

1300,0

1400,0

19

65

19

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19

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01

20

03

20

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20

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20

09

Bill

on

es d

e To

nel

adas

Norteamérica Suramérica y Centroamérica Europa y Euro-Asia Medio Oriente Africa Asia Pacífico

Consumo Anual 2010

(Billones de toneladas)

Influencia del Vapor de Agua generado en procesos de Combustión de Hidrocarburos Fósiles sobre el Calentamiento Global


Gráfico 3.2. Consumo de Gas Natural por Regiones desde el año 1965 hasta el año 2010. (Reporte Estadístico de la Energía Mundial 2011 de British Petrol)

Norteamérica, 846,1

Suramérica y Centroamérica, 147,7

Europa y Euro-Asia, 1137,2

Medio Oriente, 365,5

Africa, 105,0

Asia Pacífico, 567,6

0,0

100,0

200,0

300,0

400,0

500,0

600,0

700,0

800,0

900,0

1000,0

1100,0

1200,0

1300,0

19

65

19

67

19

69

19

71

19

73

19

75

19

77

19

79

19

81

19

83

19

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19

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20

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20

09

Bill

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s cú

bic

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Norteamérica Suramérica y Centroamérica Europa y Euro-Asia Medio Oriente Africa Asia Pacífico

Consumo Anual 2010



3.5. GENERACIÓN DE VAPOR DE AGUA DURANTE LOS PROCESOS DE COMBUSTIÓN

En base al proceso químico de la combustión, todo el hidrógeno presente en los

hidrocarburos se oxida para formar vapor de agua. Sólo una pequeña cantidad de hidrógeno

puede reaccionar con nitrógeno en condiciones específicas para formar óxido nitroso, sin

embargo, esta cantidad se puede considerar despreciable con respecto a la cantidad de

vapor de agua que se genera.

Según la data que maneja la British Petrol en su Reporte Estadístico de la Energía Mundial

(Gráfico 3.1), durante los últimos 45 años, 140.326 millones de toneladas de petróleo han

sido consumidas a nivel global bajo sus formas comercializables para la obtención de

energía.

De acuerdo a la composición media de los hidrocarburos, el hidrógeno que interviene en los

procesos de combustión equivale aproximadamente al 12% de la masa de combustible. Esta

cantidad de hidrógeno reacciona con oxígeno para genera vapor de agua. Por lo tanto,

16.839 millones de toneladas de hidrógeno que intervienen en los procesos de combustión

han reaccionado con oxígeno del aire generando vapor de agua.

Siendo el peso molecular del hidrógeno equivalente a 1,008 𝑘𝑔

𝑘𝑚𝑜𝑙, es posible determinar el

número de moles de hidrógeno que se han oxidado mediante reacciones de combustión

(Ecuación 3.5);

𝑘𝑚𝑜𝑙 𝑖𝑟𝑒𝑎𝑐𝑐𝑖𝑜𝑛𝑎 =𝑘𝑔 𝑖𝑟𝑒𝑎𝑐𝑐𝑖𝑜𝑛𝑎

𝑃𝑀𝑖 Ecuación 3.5

Donde i equivale al compuesto en cuestión y PMi es su peso molecular. De modo que

reaccionan 16,706 x 109 kmol de Hidrógeno.

La estequiometria de la reacción de oxidación del hidrógeno (Ecuación 3.2), indica que cada

mol de vapor de agua (H2O) se genera a partir de la reacción entre dos moles de hidrógeno

atómico (H) y ½ mol de oxígeno (O). En base a esta relación, se obtiene una generación de

8,353 x 109 kmol de H2O.



Dado que el peso molecular del agua equivale a 18,016 𝑘𝑔

𝑘𝑚𝑜𝑙; la masa de vapor de agua que

se ha generado corresponde a 150.488 x 109 kg.

En cuanto al vapor de agua generado durante la combustión de gas natural, la data

estadística que maneja British Petrol (Gráfico 3.2) especifica que se han consumido 83.777

billones de metros cúbicos de gas natural en el período comprendido entre los años 1965 y

2010. Tomando en cuenta la composición volumétrica del gas natural (tabla 3.2), se puede

determinar el volumen de cada uno de los gases que componen el gas natural consumido

durante los últimos 45 años (Tabla 3.4).

Elemento Composición Volumétrica

Volumen (billones de m

3)

CH4 0,9087 76.128

C2H6 0,0619 5.186

C3H8 0,0027 226

CO2 0,0188 1.575

N2 0,0079 662

Tabla 3.3. Volumen de los compuestos que se han consumido bajo la forma de gas natural durante el período comprendido entre los años 1945 y 2010.

Mediante el software ThermoSolver V.1.0 (Milo Koretsky, 2003), es posible determinar el

volumen molar para cada componente del gas natural en base a las tablas de

compresibilidad y a las condiciones establecidas por la data estadística de British Petrol:

15°C y 1.013 bar (Anexos 1, 2, 3, 4 y 5 ). Una vez obtenido el volumen molar de cada uno de

los componentes del gas natural, es posible calcular el número de moles equivalente a

83.777 billones de metros cúbicos de gas natural (Tabla 3.4).

Elemento Volumen Molar

(m3/mol)

Volumen (billones de m

3)

Número de moles (Billones de kmol)

CH4 0,0238997 76.128 3.185

C2H6 0,0237433 5.186 218

C3H8 0,0235019 226 10

CO2 0,0238088 1.575 66

N2 0,0239383 662 28

TOTAL 83.777 3.507

Tabla 3.4. Cálculo del número de moles de los compuestos que se han consumido bajo la forma de gas natural durante el período comprendido entre los años 1945 y 2010.



Una vez obtenido el número de moles de gas natural que se ha consumido en los procesos

de combustión (Tabla 3.4), se puede estimar la cantidad de hidrógeno que interviene en

dichos procesos. De acuerdo a la Tabla 3.2, aproximadamente el 78,34% del gas natural está

compuesto por hidrógeno. Es decir, de los 3.507 billones de kmol de gas natural que se han

consumido, 2.771 billones de kmol corresponden al hidrógeno.

Las reacciones que se llevan a cabo durante los procesos de combustión del gas natural son,

al igual que en los procesos de combustión de los hidrocarburos líquidos, reacciones de

oxidación de hidrocarburos, donde el carbono y el hidrógeno presentes reaccionan con el

oxígeno para formar dióxido de carbono, monóxido de carbono y vapor de agua (Ecuaciones

3.1 y 3.2). Así, mediante la estequiometria de la reacción de oxidación del hidrógeno

(Ecuación 3.2) el número de moles de H2O que se ha generado a partir del hidrógeno

presente en el gas natural corresponde a 1,3853 x 109 kmol. Esta cantidad de moles

corresponde a una masa de H2O de 24,958 x 109 kg.

Finalmente, la masa total de vapor de agua que se ha generado como consecuencia de los

procesos de combustión de hidrocarburos durante los últimos 45 años equivale a la

sumatoria entre la masa de vapor de agua generada a partir de hidrocarburos líquidos y la

masa de vapor de agua generada a partir del gas natural (Ecuación 3.8), es decir, 175.446 x

109 kg de H2O.

4. EFECTOS DE LA GENERACIÓN DE VAPOR DE AGUA SOBRE LA ATMÓSFERA

4.1. MECANISMOS DE RETROALIMENTACIÓN ATMOSFÉRICA

La interacción entre los ciclos propios de cada componente presente en la atmósfera da

lugar a la compleja dinámica atmosférica. Estos ciclos o subsistemas están enlazados entre

sí mediante diversas formas, de manera que la perturbación en un ciclo es capaz de inducir

cambios importantes en otros ciclos o en sí mismo, pudiendo amplificarse

(retroalimentación positiva) o neutralizarse (retroalimentación negativa) la perturbación

inicial.



4.1.1. MECANISMOS DE RETROALIMENTACIÓN POSITIVA DEL VAPOR DE AGUA EN LA

ATMÓSFERA

A medida que el vapor de agua generado se eleva en la atmósfera, la parcela de aire que lo

contiene experimenta una serie de cambios físicos como consecuencia de la disminución de

la temperatura. La presión de saturación del vapor de agua disminuye y de este modo la

humedad relativa de la parcela de aire aumenta. Al exceder el 100% de humedad relativa, el

vapor de agua comienza a condensar.

El proceso de condensación del vapor de agua implica la liberación de dos formas de calor a

la atmósfera: calor latente y radiación infrarroja; cada uno de estos liberado bajo

mecanismos diferentes. El calor latente está asociado al proceso de condensación en sí,

pues una vez que la parcela de aire que contiene al vapor alcanza las condiciones adecuadas

para condensar, es necesario que se produzca una liberación de calor para dar lugar al

cambio de fase. Esta cantidad de calor latente liberado es proporcional a la masa de vapor

de agua que condensa.

Por otro lado, el proceso de condensación del vapor de agua en la atmósfera deriva en la

formación de nubes. Las nubes que se encuentran a una altitud por encima de los 2 km son

nubes convectivas, cuyas bases absorben parte de la radiación infrarroja emitida por la

superficie y la irradian de regreso. Se emite así a la atmósfera un flujo de radiación infrarroja

como consecuencia de la absorción de radiación por las nubes.

La liberación de radiación infrarroja y calor latente como consecuencia de la condensación

elevan la temperatura de la parcela de aire por encima de la temperatura del aire

circundante. A una mayor temperatura, la parcela de aire es capaz de almacenar una mayor

cantidad de vapor de agua. Esta nueva cantidad de vapor de agua alcanzará las condiciones

específicas para condensar, liberando una cantidad aún mayor de calor latente.

De manera que se establece un mecanismo de retroalimentación positiva, que implica un

continuo incremento en la cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera, y que a su

vez deriva en un aumento continuo de la temperatura atmosférica.



4.1.2. MECANISMOS DE RETROALIMENTACIÓN NEGATIVA DEL VAPOR DE AGUA EN LA

ATMÓSFERA

Paradójicamente, el aumento en la concentración de vapor de agua en la atmósfera puede a

su vez disminuir el ímpetu de la perturbación inicial del sistema, en este caso, tiende a

contrarrestar aumento de la temperatura global.

Un aumento en la cantidad de vapor de agua en la atmósfera implica una mayor tendencia a

la formación de nubes. Las nubes cuya base se encuentra a una altitud por debajo de los 2

km, tienen la capacidad de reflejar hacia el espacio una fracción de la radiación proveniente

del sol, impidiendo que toda la radiación solar alcance la superficie terrestre. De modo que

al aumentar la cantidad de vapor de agua en la atmósfera, también se establece un

mecanismo de retroalimentación negativa que puede regular el aumento de la temperatura

global.

Debido a la complejidad de los procesos y la variedad de factores que influyen en la

formación de nubes, es aún impreciso establecer una relación entre la temperatura de la

atmósfera y el nivel de altitud de las nubes. Sin embargo, los modelos climáticos actuales

toman en consideración la relación existente entre el mecanismo de retroalimentación

negativa que ejercen las nubes de nivel bajo y el mecanismo de retroalimentación positiva

que ejercen las nubes de nivel alto, resultando este último considerablemente más

importante en cuanto a la amplificación de la perturbación inicial.

4.2. INFLUENCIA DE LA GENERACIÓN DE VAPOR DE AGUA SOBRE EL CICLO HIDROLÓGICO

El vapor de agua que se genera a partir del hidrógeno contenido en los combustibles

derivados del petróleo pasa a formar parte del ciclo hidrológico, iniciando así los

movimientos de circulación y la secuencia de cambios físicos que el ciclo implica.

En consecuencia, es válida la concepción de un ciclo hidrológico que admite la entrada de

una corriente externa de vapor de agua, considerando que esta corriente ha sido originada

a partir de átomos de hidrógeno contenidos en las estructuras moleculares de restos de

microflora y microfauna sepultados hace millones de años en el subsuelo.



De acuerdo con el mecanismo de retroalimentación negativa, un incremento en la cantidad

de vapor de agua en la atmósfera constituye una perturbación inicial en el ciclo hidrológico.

Esto induce a una serie de cambios en el sistema mediante el proceso de condensación

(incremento en las precipitaciones, elevación de la temperatura del aire) y cuya

consecuencia recae en la amplificación de la perturbación inicial. Pudiendo originarse

variaciones en los factores climáticos tanto a escala local como a escala global.

4.3. INFLUENCIA DE LA GENERACIÓN DE VAPOR DE AGUA SOBRE EL CALENTAMIENTO

GLOBAL.

4.3.1. LIBERACIÓN DE CALOR LATENTE A LA ATMÓSFERA ASOCIADO A LOS PROCESOS DE

CONDENSACIÓN.

Tal como se ha descrito anteriormente, una vez generado el vapor de agua como

subproducto de los procesos de combustión, éste se eleva en la atmósfera experimentando

una serie de cambios físicos hasta alcanzar una altura específica a la cual las condiciones

favorecen el proceso de condensación. A esta altura específica, llamada Nivel de

Condensación por Elevación, la humedad relativa de la parcela de aire excede el 100%,

siendo ésta una condición necesaria para el inicio del proceso de condensación.

El incremento en la humedad relativa del aire a medida que éste se eleva en la atmósfera se

debe a la tasa de disminución de la temperatura con respecto a la altura (-6.5°C/Km) a lo

largo de la tropósfera, donde se encuentra la mayor parte del vapor de agua de la atmósfera

(Gráfico 2.1). La humedad relativa viene dada por la ecuación 4.1.

%𝐻𝑅 =𝑃𝐻2𝑂

𝑃°𝐻2𝑂× 100 Ecuación 4.1

Donde,

𝑃𝐻2𝑂: Presión parcial del vapor del agua;

𝑃°𝐻2𝑂: Presión de saturación del vapor de agua a la temperatura de la parcela de aire.



Como se mencionó anteriormente, el proceso de condensación puede iniciar sólo si la

humedad relativa de la parcela de aire excede el 100%. Para que esto ocurra, es necesario

que 𝑃𝐻2𝑂>𝑃°𝐻2𝑂. Ahora bien, 𝑃°

𝐻2𝑂 es función de la temperatura de la parcela, de modo

que al disminuir la temperatura de la parcela, 𝑃°𝐻2𝑂 decrece casi exponencialmente. Dado

que la transferencia de masa entre la parcela de aire y el exterior puede despreciarse, 𝑃𝐻2𝑂

puede asumirse constante. Finalmente, si la parcela de aire se eleva por encima de su Nivel

de Condensación por Elevación, la presión de saturación del vapor disminuye de tal manera

que su valor es mayor al de la presión parcial, excediéndose a su vez el 100% de humedad

relativa.

Durante el proceso de condensación, el vapor de agua libera al aire exterior un calor latente.

Este calor equivale a la cantidad de energía que promueve la intensa actividad de los

enlaces entre las moléculas de agua cuando estas se hallan en fase de vapor. Una vez

liberada esta energía, los enlaces entre las moléculas disminuyen su actividad, dando lugar a

la fase líquida del agua.

Es posible estimar el calor latente de condensación (∆Hc) asociado al vapor de agua de

combustión mediante la ecuación 4.2, donde T corresponde a la temperatura de

condensación o de rocío. Asumiendo condiciones medias globales (%HR = 70; Temperatura

global = 15°C), puede estimarse una temperatura media de condensación de 9°C según el

gráfico 4.1.

∆𝐻𝑐 𝑘𝐽

𝑔 = 2,5

273,15

𝑇

0,167+3,67×10−4𝑇 Ecuación 4.2



Figura 4.1. Temperatura de Rocío de una parcela de aire en función de su temperatura y humedad relativa (Seinfeld y Pandis, 2006)

Asumiendo que todo el vapor de agua generado en los procesos de combustión es capaz de

condensar, el calor latente que ha sido liberado a la atmósfera durante la condensación de

175.446 x 109 kg de H2O (capítulo 3) equivale a 4,34 x 1017 kJ.

4.3.1.1. Incremento de la temperatura atmosférica asociado a la Liberación de Calor

Latente de Condensación.

Una vez que el calor latente de condensación ha sido liberado, su permanencia en la

atmósfera le permite actuar como calor sensible, siendo capaz de esta forma de modificar la

temperatura del aire adyacente. Es así como los 4,34 x 1017 kJ que se desprenden durante la

condensación del vapor de agua proveniente de los procesos de combustión, están

asociados a un incremento de la temperatura atmosférica (Ec. 4.3).

𝑄 = 𝑚𝑎𝑖𝑟𝑒 𝐶𝑝𝑎𝑖𝑟𝑒 ∆𝑇 Ecuación 4.3

En base a la presión superficial media global (985,50 hPa) y al contenido de vapor de agua

en la atmósfera, Trenberth y Smith estimaron con cierta precisión la masa media de la

atmósfera, obteniendo como resultado un valor de 5,1480 x 1018 kg.



El rango de alturas en el cual se produce la condensación del vapor de agua no supera el

límite superior de la tropósfera. De acuerdo a lo descrito en cuanto al perfil de temperatura

de la atmósfera (Capítulo 2), la tropósfera contiene el 80% de la masa total de la atmósfera.

De modo que, para estimar el incremento de la temperatura en el aire se ha de considerar

el 80% de la masa media de la atmósfera, es decir, 4,1184 x 1018 kg.

El calor específico del aire (Cpaire) a la temperatura media de condensación del vapor de

agua (9° C) equivale a 1006 𝐽

𝑘𝑔 𝐾.

De acuerdo a los parámetros presentados, el incremento en la temperatura del aire (∆T)

como consecuencia de la condensación del vapor de agua generado en procesos de

combustión, equivale a 0,1°C (Ec. 4.3).

4.3.2. ACUMULACIÓN DE CALOR EN LA ATMÓSFERA COMO CONSECUENCIA DE LA

RADIACIÓN INFRARROJA ABSORBIDA POR EL VAPOR DE AGUA PROVENIENTE DE LOS

PROCESOS DE COMBUSTIÓN.

La combinación de movimientos moleculares que experimenta el vapor de agua al ser

atravesado por un haz de radiación le permite absorber y emitir una gran cantidad de ondas

de diferentes longitudes en la región infrarroja del espectro electromagnético, situándose

así como el compuesto con mayor capacidad de absorción de radiación térmica en la

atmósfera, siendo responsable de un 70% de la energía que se acumula en el sistema Tierra-

Atmósfera como consecuencia del efecto invernadero.

Utilizando los valores de radiación solar arrojados por el gráfico representado en el Anexo 6,

en conjunto con la temperatura del aire superficial para el período comprendido entre los

años 1950 y 2010 (Anexo 7), y de acuerdo con lo descrito en el balance de energía para el

sistema Tierra-Atmósfera en cuanto a las dimensiones del área interceptada por la radiación

y la ley de Stefan-Boltzmann (apartado 2.5.3), es posible obtener el flujo de calor

acumulado en el sistema como consecuencia del efecto invernadero, así como el cambio de

temperatura superficial asociado a dicho flujo.



De esta manera, la constante solar equivale para el año 2010 a 1368,7 𝑊

𝑚2 de los cuales

ingresan 239,5 𝑊

𝑚2 a la atmósfera (apartado 2.5.3). Ahora bien, el balance de energía para el

sistema Tierra-Atmósfera establece que la misma cantidad de energía debe ser emitida

hacia el exterior con el fin de mantener el equilibrio termodinámico del sistema. De acuerdo

con Stefan-Boltzmann, la superficie de la tierra es capaz de emitir 239,5 𝑊

𝑚2 sólo si su

temperatura equivale a -18,3°C (254,9 K) (Ec. 2.7). Sin embargo, la temperatura actual de la

superficie terrestre equivale a 14,3°C (287,5 K) (Fig. 4.3) lo cual corresponde a la emisión de

un flujo de 387,6 𝑊

𝑚2.

La diferencia entre el flujo de energía emitido por la tierra y el flujo de energía que entra al

sistema es de 148,1 𝑊

𝑚2 y representa el calor acumulado entre la superficie terrestre y la

atmósfera como consecuencia del efecto invernadero. Dado que en ausencia del efecto

invernadero la superficie terrestre permanecería a una temperatura alrededor de -18,3°, la

energía acumulada en el sistema (148,1 𝑊

𝑚2 ) es responsable de elevar dicha temperatura

unos 32,6°C para establecer la temperatura superficial actual.

La cantidad media de vapor de agua presente en la atmósfera equivale a 1,27 x 1016 kg

(Trenberth y Smith, 2005). Si bien el 70% de la energía que acumula el sistema Tierra-

Atmósfera es absorbida por el vapor de agua, esto implica que dicha cantidad de vapor de

agua es capaz de absorber 103,7 𝑊

𝑚2. Aplicando el procedimiento anteriormente descrito en

el período comprendido entre los años 1950 y 2010, se obtienen los datos representados en

la tabla 4.1.

Año Incidencia de

Radiación Solar (W/m2)

Fa Flujo de

energía que ingresa al sistema (W/m2)

Ta Temperatura del aire superficial

para una emisión equivalente a Fa

(K)

Ts Temperatura real del aire superficial

(K)

Fs Flujo de energía

que emite la superficie (W/m2)

FEI = Fs-Fr Efecto

Invernadero (W/m2)

∆TEI Ts-Ta (K, °C)

1950 1367 239,23 254,86 286,69 383,05 143,82 31,83

1960 1367,3 239,28 254,88 286,80 383,63 144,35 31,93

1970 1366,8 239,19 254,85 286,92 384,23 145,04 32,06

1980 1367,6 239,33 254,89 287,20 385,74 146,41 32,30

1990 1367,6 239,33 254,89 287,24 385,98 146,65 32,35

2000 1367,8 239,37 254,90 287,15 385,49 146,13 32,25

2010 1368,7 239,52 254,94 287,54 387,61 148,09 32,60

Tabla 4.1. Obtención del flujo de calor acumulado como consecuencia del efecto invernadero y cambio de temperatura asociado.



4.3.2.1. Incremento de la temperatura atmosférica asociado a la radiación infrarroja

absorbida por el vapor de agua proveniente de los procesos de combustión.

Al correlacionar el flujo de calor acumulado y el cambio de temperatura en la superficie

terrestre asociados al efecto invernadero durante el período comprendido entre los años

1950 y 2010, es posible construir el gráfico representado en la figura 4.2, el cual permite

establecer la relación expresada en la ecuación 4.4.

∆𝑇𝐸𝐼 = 0,181 𝐹𝐸𝐼 + 5,779 Ecuación 4.4

Figura 4.2. Variación de la temperatura con respecto a la acumulación de calor correspondiente al efecto invernadero.

De modo que el cambio en la temperatura del aire superficial asociado con el flujo de calor

absorbido únicamente por la masa de vapor de agua presente en la atmósfera (1,27 x 1016

kg) corresponde a 24,5 °C. De acuerdo a estos valores, una cantidad equivalente a 1 kg de

vapor de agua puede ser capaz de elevar la temperatura en 1,93 x 10-15 °C.

Al aplicar esta relación a la cantidad de vapor de agua que se ha generado como

subproducto de los procesos de combustión durante el período comprendido entre los años

1965 y 2010, estimada en el capítulo 3, se obtiene como resultado que 175.446 x 109 kg de

vapor de agua son capaces de elevar la temperatura de la superficie terrestre en 0,34°C.

y = 0,181x + 5,77931,70

31,80

31,90

32,00

32,10

32,20

32,30

32,40

32,50

32,60

32,70

143,50 144,00 144,50 145,00 145,50 146,00 146,50 147,00 147,50 148,00 148,50Var

iaci

ón

de

Tem

per

atu

ra,

∆T E

I,

°C

Acumulación de Energía por Efecto Invernadero , FEI,W/m2



4.3.3. INCREMENTO TOTAL DE LA TEMPERATURA ATMOSFÉRICA ASOCIADO AL VAPOR QUE

SE GENERA COMO SUBPRODUCTO DE LOS PROCESOS DE COMBUSTIÓN.

En los apartados anteriores se estimó el aumento de temperatura atribuible tanto al proceso

de condensación como a la capacidad de absorción de radiación infrarroja del vapor de agua

que ha sido generado mediante la combustión de hidrocarburos durante el período

comprendido entre los años 1965 y 2010.

Asumiendo una tendencia a la condensación total del vapor de agua generado, se estimó la

liberación a la atmósfera de un calor latente equivalente a 4,34 x 1017 kJ, correspondiente

éste a un aumento de temperatura de 0,1°C.

Por otro lado, de acuerdo a las propiedades radiativas que predominan en los gases de

efecto invernadero, se estimó que una cantidad de vapor de agua equivalente a la que se ha

generado mediante procesos de combustión entre los años 1965 y 2010, es capaz de

absorber 103,7 𝑊

𝑚2 de radiación infrarroja que serán emitidos de regreso a la superficie,

pudiendo elevar de esta forma la temperatura superficial del planeta en 0,34°C.

Considerando los dos mecanismos mediante los cuales el vapor de agua aporta calor a la

atmósfera, se atribuye un incremento de 0,44°C en la temperatura superficial terrestre a la

generación de vapor de agua mediante los procesos de combustión.

Como se mencionó previamente, el incremento en la temperatura superficial terrestre

responde tanto a factores naturales propios del sistema solar como a factores de origen

antropogénico. De acuerdo al apartado 2.6, la temperatura superficial del planeta se elevó

aproximadamente 0,7°C durante el período comprendido entre los años 1965 y 2010, de los

cuales aproximadamente 0,26°C pueden atribuirse a la variación en la incidencia de

radiación solar sobre el sistema, de modo que es válido deducir que los 0,44°C restantes

derivan de las perturbaciones atmosféricas de origen antropogénico.

A pesar de que gran parte de los datos que constituyen los registros climáticos anuales

deben considerarse como aproximaciones medias, el valor obtenido para el incremento de

la temperatura superficial terrestre atribuible a la generación de vapor de agua es



notablemente significativo dada su similitud con el valor que se atribuye a las

perturbaciones atmosféricas derivadas de la actividad humana.

Si bien se ha llegado a un consenso mundial en torno a la relación existente entre el

aumento en la concentración de los gases de efecto invernadero y el incremento de la

temperatura superficial terrestre, es razonable atribuir gran parte de este incremento a la

masa de vapor de agua presente en la atmósfera, dada su gran capacidad de absorción de

radiación infrarroja, el aporte de calor que deriva de los procesos de condensación y los

mecanismos de retroalimentación atmosféricos en los cuales participa.

De acuerdo a los resultados obtenidos, el vapor de agua generado en los procesos de

combustión es responsable de un 63% del incremento de la temperatura de la superficie del

planeta, pudiendo atribuirse el 37% restante a la presencia en la atmósfera de otros gases

de efecto invernadero, así como a las variaciones en la incidencia de radiación solar.

Demostrándose de esta manera la gran influencia que ejerce el vapor de agua generado en

los procesos de combustión sobre el calentamiento global.

5. TECNOLOGÍAS ENERGÉTICAS ALTERNATIVAS

5.1. DEMANDA ENERGÉTICA GLOBAL

Los procesos en los que intervienen los combustibles fósiles (hidrocarburos derivados del

petróleo y gas natural) constituyen actualmente la principal fuente de energía primaria

mundial, satisfaciendo un 58% de la demanda energética global. El carbón suple un 30% de

la demanda, mientras que el 12% restante está cubierto por energía hidroeléctrica, energía

nuclear y energías renovables (solar, eólica, marina y geotérmica). (Fig. 5.1)



Figura 5.1. Suministro Mundial de Energía Primaria para el año 2010. (Reporte Estadístico de la Energía Mundial 2011 de British Petrol)

5.1.1. DEMANADA GLOBAL DE LOS HIDROCARBUROS DERIVADOS DEL PETRÓLEO

El 72% de la energía proveniente de los hidrocarburos derivados del petróleo está destinado

al sector transporte (terrestre, marítimo y aéreo). El sector industrial consume un 22% de

esta energía en procesos que requieren altas temperaturas, generación de electricidad,

generación de vapor y obtención de energía mecánica. Un 5% de esta energía abastece las

necesidades de calefacción y demás servicios domésticos que presentan el sector

residencial y comercial. El 1% restante está destinado a la generación de energía eléctrica,

generalmente mediante plantas termoeléctricas. (Fig. 5.2)

Figura 5.2. Distribución sectorial del consumo de hidrocarburos derivados del petróleo como fuente de energía primaria. (Modificado de: http://theenergycollective.com/matt-jones/79866/energy-sources-and-uses)

34%

24%

30%

5%6%

1%Fuentes de energía primaria

Petróleo

Gas Natural

Carbón

Energia Nuclear

Energía Hidroeléctrica

Energías Renovables

72%

22%

5%

1%HC Derivados del Petróleo

Transporte

Industrial

Residencial/Comercial

Energía Eléctrica



5.1.2. DEMANDA GLOBAL DEL GAS NATURAL

En cuanto al uso del gas natural como fuente de energía primaria, el sector residencial y

comercial presenta el mayor porcentaje de consumo (34%). Un 32% del consumo

corresponde al sector industrial. El 30% de esta energía es destinada a la generación de

electricidad, mientras que el sector transporte sólo constituye el 3% del consumo de gas

natural. (Fig. 5.3)

Figura 5.3. Distribución sectorial del consumo de gas natural como fuente de energía primaria. (Modificado de:

http://theenergycollective.com/matt-jones/79866/energy-sources-and-uses)

5.2. IMPACTOS ASOCIADOS A LA EXPLOTACIÓN DE HIDROCARBUROS FÓSILES.

Diversos factores ambientales, económicos y sociales han motivado el desarrollo de

tecnologías energéticas alternativas que permitan atenuar la dependencia global que existe

con respecto a los combustibles fósiles.

5.2.1. IMPACTOS ECONÓMICOS

El modelo de desarrollo actual sugiere un crecimiento económico ilimitado sustentado

básicamente en el consumo de combustibles fósiles y carbón. Dado su carácter limitado en

el tiempo y el elevado nivel de consumo de estos recursos, se presenta un incremento en la

tasa de agotamiento de los mismos que supone, a mediano plazo, la necesidad de

3%

33%

34%

30%

Gas Natural

Transporte

Industrial

Residencial/Comercial

Energía Eléctrica



abastecimiento energético a partir de fuentes alternativas, prefereriblemente provenientes

de recursos renovables. Sin embargo, a pesar de que el desarrollo de tecnologías

alternativas prevé solucionar el problema de abastecimiento energético global, la fuerte

dependencia que existe entre la economía global actual y el mercado de los combustubles

fósiles sugiere una transición díficil desde un punto de vista netamente económico.

5.2.2. IMPACTOS AMBIENTALES

Por otro lado, la explotación desmesurada de estos recursos, desencadena una serie de

impactos negativos sobre los diferentes medios que componen la biosfera. Estos impactos

se producen desde la etapa en la que son extraídos hasta la etapa en la que son procesados,

resultando afectada la hidrósfera (derrames de hidrocarburos en cuerpos acuáticos,

incremento de la temeperatura de los mares y océanos, etc.); la litósfera (derrames de

hidrocarburos en suelos, minería de carbón, etc) y la atmósfera (incremento en las

emisiones de gases, vapor de agua, humo, etc).

5.2.3. IMPACTOS SOCIO-POLÍTICOS

El previsto declive en la producción de hidrocarburos fósiles en conjunto con la marcada

desigualdad en las tendencias de consumo energético a nivel global ha desencadenado

conflictos socio-políticos generalmente entre paises desarrollados, que presentan un alto

nivel de consumo, y países en vías de desarrollo que a pesar de contar con reservas de

hidrocarburos, presentan un nivel de consumo energético menor.

5.3. TECNOLOGÍAS ENERGÉTICAS ALTERNATIVAS QUE MINIMIZAN LA GENERACIÓN DE

VAPOR DE AGUA A PARTIR DE COMBUSTIBLES FÓSILES.

Es evidente la importancia que yace en torno a los impactos de diferente índole que genera

el consumo de hidrocarburos fósiles como fuente de energía principal. Esto hace de carácter

necesario la implementación de tecnologías que minimicen dichos impactos a la vez que

satisfagan la demanda energética global.

Dado que el presente proyecto está enfocado en el efecto que supone la generación de

vapor de agua a partir de los hidrocarburos fósiles sobre el calentamiento global, a



continuación se sugieren alternativas energéticas, desde un punto de vista tecnológico,

capaces de satisfacer la demanda global de acuerdo a los diferentes sectores que dependen

energéticamente de los procesos de combustión.

5.3.1. CELDAS DE COMBUSTIBLE DE HIDRÓGENO CON MEMBRANA ELECTROLÍTICA

POLIMÉRICA.

Las celdas de combustible son dispositivos electroquímicos que convierten la energía

química de una reacción directamente en energía eléctrica. Cada celda está formada por

dos electrodos porosos (ánodo y cátodo) separados por una membrana electrolítica

polimérica. Una corriente continua de oxígeno proveniente del aire es inyectada al cátodo,

mientras que una corriente continua de hidrógeno proveniente de un tanque es inyectado al

ánodo. En el ánodo, un primer catalizador divide el hidrógeno en protones y electrones. Los

protones migran hacia el cátodo a través de la membrana electrolítica, mientras que los

electrones se ven obligados a pasar hacia el cátodo por un circuito externo, generando así

energía aprovechable. En el cátodo, los protones y electrones provenientes del ánodo

reaccionan con el oxígeno del aire en presencia de un segundo catalizador para generar agua

líquida y calor.

La naturaleza intrínseca de los materiales que constituyen estas celdas les permite resistir a

densidades de corrientes altas a temperaturas de operación bajas (alrededor de 80°C),

confiriéndoles una capacidad de arranque rápido y la posibilidad de disposición de varias

celdas en un arreglo compacto y ligero, especialmente adecuado para los vehículos

automotores.

El agua líquida generada por el sistema podría almacenarse en tanques dentro del vehículo

para luego ser dispuesta en desagües instalados en las estaciones de servicio que proveen el

combustible. Esta agua formaría parte de la alimentación a un proceso de hidrólisis cuyos

electrolizadores funcionarían mediante un sistema de paneles solares que proveerían la

energía requerida para efectuar la electrólisis de la molécula de agua y obtener de esta

manera el hidrógeno que abastecería el sector automotor. Estableciéndose así un ciclo



cerrado que comprende la generación del combustible a partir de la electrólisis del agua

para luego obtener agua líquida y electricidad.

Actualmente existen sistemas de celdas de combustible que han sido instaladas para

abastecer energéticamente el sector residencial y comercial. Su alta eficiencia energética, la

posibilidad de obtener energía generando un mínimo volumen de emisiones atmosféricas y

su silencioso funcionamiento hacen de las celdas de combustible una alternativa importante

para los sectores residencial, comercial e industrial, siendo utilizadas principalmente para la

obtención de vapor de baja presión, agua caliente y requerimientos energéticos de

procesos. De acuerdo a la temperatura bajo la cual operan, las celdas de combustible de

hidrógeno con membrana electrolítica polimérica son apropiadas para la generación de

energía a escala residencial y comercial mientras que para la generación de energía

destinada al sector industrial se suelen emplear celdas de combustible de óxido sólido y

celdas de combustible de carbonatos fundidos.



6. CONCLUSIONES

- El vapor de agua que se genera como subproducto de los procesos de combustión

proviene de la reacción de oxidación entre el hidrógeno contenido en los

hidrocarburos y el oxígeno suministrado al proceso. Dado que el hidrógeno que

forma parte de los hidrocarburos proviene de las estructuras moleculares de los

restos de microflora y microfauna sepultados hace millones de años en el subsuelo,

no existe relación directa entre la masa de vapor de agua generado en los procesos

de combustión y la masa de agua que corresponde al ciclo hidrológico.

- Durante el período comprendido entre los años 1965 y 2010, se han generado a

nivel mundial 175.446 x 109 kg de vapor de agua, de los cuales 150.488 x 109 kg

provienen de la combustión de hidrocarburos derivados del petróleo y 24.958 x109

kg resultan de la combustión de gas natural.

- El incremento en la concentración de vapor de agua en la atmósfera constituye una

perturbación en el ciclo hidrológico que origina un mecanismo de retroalimentación

negativa, mediante el cual se aporta una cantidad adicional de calor latente a la

atmósfera como resultado de la condensación, elevándose así la temperatura del

aire, el cual a una mayor temperatura puede almacenar una mayor cantidad de

vapor de agua. Esta amplificación de la perturbación inicial constituye una causa

para la ocurrencia de fenómenos climáticos tanto a escala local como a escala

global.

- La condensación del vapor de agua generado en los procesos de combustión

durante el período comprendido entre los años 1965 y 2010 implica la liberación a

la atmósfera de un calor latente equivalente a 4,34 x 1017 kJ.

- La liberación de 4,34 x 1017 kJ como consecuencia de la condensación del vapor de

agua generado en los procesos de combustión durante el período comprendido

entre los años 1965 y 2010 origina un incremento en la temperatura del aire

superficial correspondiente a 0,1°C.



- Como resultado de la combinación de movimientos de transición a nivel molecular

que experimenta el vapor de agua al ser interceptado por un haz de radiación

infrarroja, éste representa el componente con mayor capacidad de absorción de

radiación térmica en la atmósfera, siendo responsable de aproximadamente el 70 %

de la energía que absorbe la atmósfera.

- El vapor de agua presente en la atmósfera absorbe una cantidad de radiación

infrarroja equivalente a aproximadamente 103,7 𝑊

𝑚2. Esto equivale a un incremento

de 24,5°C en la temperatura de la superficie terrestre, de modo que en ausencia del

vapor de agua en la atmósfera, la superficie terrestre presentaría una temperatura

de aproximadamente -10,5°C.

- La generación de vapor de agua en los procesos de combustión durante el período

comprendido entre los años 1965 y 2010 contribuye al incremento en el flujo de

energía térmica que es absorbido por la atmósfera, intensificando así el efecto

invernadero al contribuir con un aumento de aproximadamente 0,34°C en la

temperatura del aire superficial.

- El vapor de agua generado en los procesos de combustión durante el período

comprendido entre los años 1965 y 2010 contribuye a un incremento de 0,44°C en

la temperatura del aire superficial como consecuencia de la liberación de calor

latente durante el proceso de condensación del mismo y de la absorción de

radiación infrarroja.

- Dado que la elevación de la temperatura superficial del planeta se sitúa alrededor

de 0,7 °C para el período comprendido entre los años 1965 y 2010, puede atribuirse

el 63 % de este incremento a la generación de vapor de agua durante los procesos

de combustión y el 37% restante tanto a la generación de otros gases de efecto

invernadero como a la variación en la incidencia de la radiación solar.



- Debido a su alta eficiencia energética, las diferentes posibilidades de configuración y

el bajo volumen de generación de emisiones atmosféricas, los sistemas de celdas de

combustible de hidrógeno representan una alternativa ambientalmente segura para

el abastecimiento energético de los sectores que actualmente constituyen la

principal demanda de combustibles fósiles (transporte, residencial/comercial,

industrial).

- El funcionamiento de los sistemas de celdas de combustible de hidrógeno para la

generación de energía en conjunto con sistemas de paneles solares para la

obtención de hidrógeno mediante electrólisis del agua constituyen un proceso

acoplado cuya generación de subproductos se limita básicamente a agua líquida y

calor. La posibilidad de utilización de esta agua líquida para la obtención del

hidrógeno y el aprovechamiento del calor generado convierten este proceso en un

ciclo cerrado de alta eficiencia energética y cero emisiones de vapor de agua.



7. BIBLIOGRAFÍA

BRITISH PETROL. 2011. Statistical Review of World Energy June 2011. [Disponible en:

http://www.bp.com/assets/bp_internet/globalbp/globalbp_uk_english/reports_and

_publications/statistical_energy_review_2011/STAGING/local_assets/pdf/statistical

_review_of_world_energy_full_report_2011.pdf]

CENGELS, Y. 2009. “Termodinámica”. Ed. McGraw-Hill, Interamericana de España

S.A. 6° Edición. España.

COWIE, J. 2007. “Climate change, biological and human aspects”. Cambridge

University Press. 1° Edición. USA.

EG & G SERVICES. 2000. “Fuel Cell Handbook”. Parson Inc. 5° Edición. USA.

FUNDACIÓN SAN VALERO Y SOCIOS DEL PROYECTO EUROPEO H2 TRAINING. 2008.

“Manual Europeo para la Formación de Formadores en Tecnologías del Hidrógeno”.

Ochoa Impresores. 1° Edición. España.

GRUPO INTERGUBERNAMENTAL DE EXPERTOS SOBRE EL CAMBIO CLIMÁTICO. 2008.

“Informe de Síntesis: Cambio Climático 2007”. IPCC. 1° Edición. Suecia

MORRISON, R y BOYD, R. 1998. “Química Orgánica”. Addison Wesley Longman de

Mexico S.A. de C.V. 5° Edición. México.

NOAA. “NCEP Reanalysis Dataset” [Disponible en:

http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries]

PHILANDER, S. 2008. “Encyclopedia of global warming and climate change”. SAGE

publications, INC. 1° Edición. USA.

SEINFIELD, J. y PANDIS, S. 2006. “Atmospheric chemistry and physics: from air

pollution to climate change”. Ed. John Wiley & Sons, INC. 2° Edición. USA.

SOLOMONS, G. 1999. “Química Orgánica”. Ed. Limusa. México

SODEN, B y HELD, I. 2000. “Water vapor feedback and global warming”. Annu. Rev.

Energy Environ. 2000. 25:441–75.

TRENBERTH, K. y SMITH, L. 2005. “The Mass of the Atmosphere: A Constraint on

Global Analyses.” J. Climate, 18.



TRENBERTH, K; SMITH, L; QIAN, T; DAI, A y FASULLO, J. 2006. “Estimates of the

global water budget and its annual cycle using observational and model data.”

Journal of Hydrometeorology—special section Vol 8.

TYNDALL, J. 1861. “The bakerian lecture: on the absorption and radiation of heat by

gases and vapours, and on the physical conexion of radiation, absorption, and

conduction.” Philosophical Transactions. MDCCCLXI.

VIGASIN, A. 2002. “Molecular structure and chemical properties of atmospheric

water.” Types and Properties of Water - Vol I.



ANEXOS

Anexo 1. Volumen molar para el metano a condiciones estándar (Obtenido mediante el software ThermoSolver V.1.0)

Anexo 2. Volumen molar para el etano a condiciones estándar (Obtenido mediante el software ThermoSolver V.1.0)



Anexo 3. Volumen molar para el dióxido de carbono a condiciones estándar (Obtenido mediante el software ThermoSolver V.1.0)

Anexo 4. Volumen molar para el propano a condiciones estándar (Obtenido mediante el software ThermoSolver V.1.0)



Anexo 5. Volumen molar para el nitrógeno a condiciones estándar (Obtenido mediante el software ThermoSolver V.1.0)

Anexo 6. Incidencia de Radiación Solar en el sistema Atmósfera-Tierra para el período comprendido entre los años 1950 y 2000. (Modificado de Seinfileld y Pandis, 2005)

1365,5

1366

1366,5

1367

1367,5

1368

1368,5

1369

1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010

Rad

iaci

ón

So

lar

(W/m

2)

Año



Anexo 7. Temperatura media global del aire superficial para el período comprendido entre los años 1948 y 2010.

(Análisis NCEP obtenido mediante NOAA ERSL PS en http://www.esrl.noaa.gov/psd/data/timeseries/)

13

13,2

13,4

13,6

13,8

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