UNIVERSIDAD NACIONAL SANTIAGO ANTUNEZ DE MAYOLO
Facultad de Ciencias del Ambiente
Escuela Profesional de Ingeniera Ambiental
COMPORTAMIENTO TERMODINMICO DE LA ATMOSFERA
Curso: Meteorologa y ClimatologaDocente: Figueroa Tauquino,
RafaelAlumnos: Acua Valverde, Dayana L.
Antnez Huerta, Eberth
Chacn Camacho, Kevin
Corzo Ortega, Yesenia
De la Cruz Mosto, Libby
Pinto Rodrguez, Karen
Sifuentes Daz, Sharon
Zegarra Vargas, Juan Carlos
Huaraz-Ancash
2011
INTRODUCCIONLa termodinmica se ocupa de los gases, pero una
parte de las partculas de materia solidas y lquidos suspendidas en
el aire, los ncleos higroscpicos, son cruciales en los procesos de
condensacin del vapor de agua en la atmosfera. En meteorologa se
admite habitualmente que el aire se comporta como una mezcla de dos
gases perfectos (aire seco) y vapor de agua, mezcla denominada aire
hmedo. El aire es una mezcla de varios gases permanentes, otro
Un parmetro de gran importancia e gases permanentes meteorologa
es la humedad relativa del aire y la temperatura del punto de roco.
La determinacin de esta temperatura a primeras horas de la noche
establecer aproximadamente una cota inferior para la temperatura
mnima esperada e indicar si son posible heladas (temperatura del
punto de roco por debajo de 0C) o no.
En esta prctica, se medir la densidad del aire y se reducir la
misma a su valor normal, para ello ser preciso medir tambin la
humedad relativa. Dicha humedad relativa se calcular
de forma indirecta a partir de la determinacin del punto de
roco. La importancia de la determinacin
de la densidad del aire normalizada radica en que permite
comparar densidades en
condiciones de presin, temperatura y humedad muy diferentes.
OBJETIVOS
OBJETIVO GENERAL
Determinar el comportamiento Termodinmico de la
atmosferaOBJETIVOS ESPECIFICOS
Determinar los ndices de humedad. Determinar los Parmetros de La
Termodinmica.Determinar los anlisis respectivos.
COMPORTAMIENTO TERMODINMICO DE LA ATMSFERA
1. Vapor de agua:
Una de las caractersticas ms importantes del flujo atmosfrico es
el ciclo de humedad. El vapor de agua es de gran importancia en la
atmsfera, a pesar de que nunca supera el 4 por ciento de la masa de
aire y normalmente se encuentra en cantidades bastante menores. La
precipitacin constituye uno de los principales fenmenos del 'tiempo
atmosfrico' y el calor latente almacenado en la humedad es un
factor importante en los sistemas meteorolgicos. El vapor de agua
puede transformarse en lquido o hielo, siendo sustancial la
cantidad de energa involucrada en estos cambios de fase, incluso
cuando las cantidades de vapor que intervienen son pequeas. Tambin
un poco de vapor de agua puede absorber o emitir una gran cantidad
de radiacin en las longitudes de onda del espectro infrarrojo.
La Evaporacin del agua requiere energa, mientras que el proceso
de condensacin libera la misma energa. Entre estas dos situaciones
el viento puede cambiar de sitio el calor latente, dispersndolo,
concentrndolo, o simplemente transportndolo. Este hecho tiene lugar
en varias escalas, pasando de la produccin de un simple cmulo
convectivo a los efectos dramticos en los huracanes (donde es su
principal factor). Es tambin un factor en los estudios climticos a
gran escala del transporte global de calor. Por tanto, es evidente
la importancia de incluir en los clculos el efecto del agua. 2.
Humedad atmosfrica:
La cantidad de vapor de agua que puede absorber el aire depende
de su temperatura. El aire caliente admite ms vapor de agua que el
aire fro. El aire caliente que contiene vapor de agua se eleva en
la atmsfera. La temperatura de la atmsfera disminuye una media de
0,6C cada 100m. Al llegar a zonas ms fras el vapor de agua se
condensa y forma las nubes (de gotas de agua o cristales de hielo).
Cuando estas gotas de agua o cristales de hielo pesan demasiado
caen y originan las precipitaciones en forma de lluvia o nieve. Por
eso se dice que la lluvia est relacionada con la humedad del
aire.
Se mide mediante un aparato denominado higrmetro, y se expresa
mediante los conceptos de humedad absoluta, especfica, o relativa
del aire.
La fuente principal de la humedad del aire es la superficie de
los ocanos, de donde se evapora el agua de forma constante. Pero
tambin contribuyen a su formacin los lagos, glaciares, ros,
superficies nevadas, la evapotranspiracin del suelo, las plantas y
los animales.2.1. Densidad de aire hmedo: La densidad del aire
hmedo es igual a la suma de las densidades del vapor de agua y del
aire seco a las respectivas presiones parciales y a la
temperatura.2.2. Humedad relativa: La humedad relativa del aire es
la relacin porcentual entre la cantidad de vapor de agua real que
existe en la atmsfera y la mxima que podra contener a idntica
temperatura.Tambin se puede decir que la humedad relativa es una
medida del contenido de humedad del aire y, en esta forma, es til
como indicador de la evaporacin, transpiracin y probabilidad de
lluvia convectiva. Se mide en tantos por ciento y est normalizada
de forma que la humedad relativa mxima posible es el 100%.
Una humedad relativa del 100% significa un ambiente en el que no
cabe ms agua. El cuerpo humano no puede transpirar y la sensacin de
calor puede llegar a ser asfixiante. Corresponde a un ambiente
hmedo. Una humedad del 0% corresponde a un ambiente seco en donde
se transpira con facilidad.
Donde:
eh: presin parcial del vapor de agua
es: presin de saturacin del vapor2.3. Humedad especfica: La
humedad especfica mide la masa de agua que se encuentra en estado
gaseoso en un kilogramo de aire hmedo, y se expresa en gramos por
kilogramo de aire.La capacidad mxima del aire para contener vapor
aumenta con su T.
2.4. Proporcin o Razn de Mezcla (r)Es una medida anloga a la
anterior, pero referida a 1Kg de aire seco.
2.5. Humedad absoluta: La humedad absoluta es la masa total de
agua existente en el aire por unidad de volumen, y se expresa en
gramos por metro cbico de aire. La humedad atmosfrica terrestre
presenta grandes fluctuaciones temporales y espaciales.
La humedad absoluta y la especfica aumentan paralelamente a la
temperatura, mientras que la variacin de la humedad relativa es
inversamente proporcional a la temperatura, al menos en las capas
bajas de la atmsfera, donde su valor mnimo corresponde a las horas
de mayor calor, y el mximo a las madrugadas.
Como la atmsfera en sus capas altas est estratificada, la
temperatura y la humedad no son las mismas de una capa a otra y la
humedad relativa vara bruscamente debido a la cantidad de vapor de
agua existente en el aire.
El vapor de agua procedente de los lagos, ros, ocanos... se
eleva hacia la atmsfera y all se condensa formando las nubes;
cuando las gotas de agua o cristales de hielo pesan mucho caen en
la superficie terrestre originando las precipitaciones
2.6. Punto de roco: Es la temperatura a la que ha de enfriarse
una porcin de aire para que sature el vapor de agua que contiene,
sin quitarle ni aadirle vapor y a presin atmosfrica constante.
Cuando se alcanza este punto de saturacin la humedad relativa es
entonces el 100%, y la temperatura del aire y la del punto de roco
son iguales.
La temperatura del punto de roco depende del contenido del vapor
de agua en la atmosfera, cuanto mayor sea este ltimo, ms elevada es
la temperatura a la cual se produce la condensacin, y por tanto
menor el descenso trmico necesario para que aparezca el roco.
2.7. Constante psicromtrica: La constante de psicometra estudia
las propiedades termodinmicas del aire hmedo y del efecto de la
humedad atmosfrica sobre los materiales y sobre el confort
humano.
Este aire, conocido como aire hmedo est constituido por una
mezcla de aire seco y vapor de agua.
El aire seco es una mezcla de varios gases, siendo la composicin
general la siguiente:
Nitrgeno: 77%
Oxgeno: 22%
Dixido de carbono y otros gases: 1%
El aire tiene la capacidad de retener una cierta cantidad de
vapor de agua en relacin a su temperatura. A menor temperatura,
menor cantidad de vapor y a mayor temperatura, mayor cantidad de
vapor de agua; si mantenemos este a una presin atmosfrica
constante.
Tambin se considera que es un mtodo para controlar las
propiedades trmicas del aire hmedo y se representa mediante el
diagrama psicromtrico.
3. Temperatura:
3.1. Temperatura potencial: La temperatura potencial () es una
variable termodinmica ampliamante utilizada en meteorologa que
representa la temperatura que una parcela de aire seco a una presin
p y temperatura T (en Kelvin) tendra si fuera comprimida o
expandida adiabticamente hasta una presin de referencia po,
normalmente 1000 mb.
Donde:
R es la constante de los gases para la atmsfera.
Cp el calor especfico a presin constante.
La importancia de la temperatura potencial theta es que se trata
de una variable conservada en cualquier proceso adiabtico.
Anlogamente se define la temperatura potencial equivalente
Theta-e para parcelas de aire hmedas en las que el vapor de agua
puede condensarse liberando energa. Theta-e es la temperatura que
una parcela de aire hmeda tendra si fuera elevada hasta una altura
en la que todo el vapor de agua se condensara y abandonara la
parcela y fuera entonces adiabticamente comprimida hasta la presin
de 1000 hPa.
3.2. Temperatura equivalente: La temperatura equivalente es la
temperatura que alcanzara el aire hmedo si todo el vapor que
contiene se condensara a presin constante.
Cuando el vapor de agua contenido en el aire se condensa, se
libera calor que es absorbido por el aire y que sufre un aumento de
temperatura. Por el contrario, cuando el agua lquida se evapora
sustrae energa del aire que acaba experimentando un
enfriamiento.
Calculo del calentamiento del aire por condensacin del vapor a
presin constante:
Donde:
T1 es la temperatura antes de la condensacin. T2 es la
temperatura final m es la proporcin de mezcla de vapor de agua en
el aire (g de vapor/Kg de aire)
Un ejemplo ms meteorolgico:
Despus de una lluvia torrencial, la temperatura suele bajar un
par de grados. Esto bien podra deberse a la irrupcin de una masa de
aire fro. Pero tambien podra ser que las gotitas de lluvia se
evaporaran sustrayendo energa del aire que atraviesan, haciendo que
descienda su temperatura. En el primer caso se tratara de una masa
de aire distinta, con diferente T y humedad. Sin embargo, en el
segundo caso, el enfriamiento se debe a la evaporacin a presin
constante en la MISMA masa de aire y por lo tanto la temperatura
equivalente debe mantenerse constante. Especialmente en las lluvias
de frente clido suele ocurrir un descenso de un par de grados en el
termmetro mientras que la Te se mantiene exactamente igual. As
pues, uno de los usos clsicos de la Te es precisamente distinguir
masas de aire usando un slo parmetro.
Anlogo razonamiento se sigue en el caso de la temperatura del
termmetro hmedo. sta es la temperatura ms baja que puede alcanzar
el aire a base de ceder calor para evaporar agua e incorporar el
vapor a su mezcla hasta saturarse. Siguen siendo condensaciones y
evaporaciones a presin constante.
En resumen: si no cambia la cantidad total de agua (vapor+agua
lquida) en una masa de aire y la presin no vara de forma
apreciable, tanto la temperatura equivalente como la temperatura
del termmetro hmedo servir para identificarla.
3.3. Temperatura virtual: La temperatura virtual (Tv) del aire
es la temperatura a la cual debera de llegar el aire seco para
tener la misma densidad que el aire hmedo, a la misma presin.
Para el aire hmedo es p = h Ra Tv, mientras que para el aire
seco es p = aRaT de forma que si T = Tv se deduce que a = h.
4. Estabilidad atmosfrica:
La estabilidad es una propiedad del aire que describe su
tendencia a permanecer en su posicin original, estable, o a
elevarse, inestable. La estabilidad de la atmsfera est regulada por
la temperatura en diferentes niveles, lo que determina el gradiente
ambiental de temperatura.
Hablamos de estabilidad cuando el aire se opone al movimiento y
vuelve a su posicin inicial una vez que ha cesado la fuerza
causante del desplazamiento; por el contrario, si se aleja de su
punto de partida, entonces existe inestabilidad; y se dice que la
atmsfera es indiferente o neutra cuando el aire desplazado sigue
estando en equilibrio en la nueva posicin alcanzada.
En todos los casos, el inicio del movimiento de una partcula o
masa de aire exige un impulso exterior que la fuerce a apartarse de
su posicin. El empuje puede ser provocado por alguno de estos
cuatro mecanismos: orogrfico, frontal, convergencia horizontal y
conveccin.
El ascenso orogrfico: es ocasionado por la presencia de una
barrera montaosa al paso del viento que obliga a ste a elevarse por
barlovento mientras desciende por el lado de sotavento. Este
proceso es el que genera el efecto foehn y el causante de las
lluvias orogrficas.
La ascensin frontal: es consecuencia del contacto entre dos
masas de aire distintas; en la superficie de separacin, o frente,
el aire fro, ms denso, se mete en cua por debajo del clido
forzndolo a su elevacin.
La convergencia Horizontal: del aire hacia los centros de baja
presin tiene el mismo efecto; puesto que el aire no puede
acumularse en un punto, la respuesta a la convergencia es el
movimiento ascendente. Por el proceso inverso el aire desciende y
diverge.
La conveccin: tiene origen en el calentamiento del aire en
contacto con un suelo muy clido. Al aumentar su temperatura el aire
se expande, es ms ligero que su entorno y asciende.
Tipos de equilibrio en la atmsfera:A partir del impulso que el
aire recibe por alguno o varios de los mecanismos citados, la
velocidad y magnitud del movimiento puesto en marcha dependen del
tipo de equilibrio existente en la atmsfera, y ste se deduce de la
comparacin de la temperatura de la masa de aire que se mueve con la
del aire ambiente a travs del cual se desplaza, ya que la
temperatura determina la densidad del aire y, por tanto, su
flotabilidad. En este punto es necesario precisar un aspecto bsico
sobre la densidad del aire que facilitar la comprensin del proceso:
para una presin determinada, la densidad es funcin de la
temperatura. Esto es fruto de la ley de los gases perfectos, que se
escribe as:
Donde:
P: presin
: densidad.
T: temperatura absoluta.
R: constante de los gases para el aire seco.
Esto implica que a mayor temperatura del aire, menor es su
densidad, y al revs. Por tanto el aire clido es ligero, y el fro,
pesado.
En consecuencia, las condiciones de equilibrio mecnico de la
atmsfera estn determinadas por la relacin entre la variacin de la
temperatura con la altura alrededor e la masa de aire ascendente o
descendente, es decir del gradiente trmico vertical, y la variacin
de temperatura de la propia masa de aire, cuya evolucin es
adiabtica.
Tipos de equilibrio
A. EstabilidadCuando el gradiente trmico de la atmsfera es muy
dbil, inferior a los dos gradiente adiabticos (es decir ), los
efectos sern inversos, porque la porcin de aire que se eleva en
menos fra y menos densa que el aire que la rodea, en particular si
alcanza el nivel de condensacin. En este caso la atmsfera es
inestable, porque una vez iniciado su movimiento y ser ms ligero
que el aire ambiente tendr tendencia a subir y se alejar ms de su
nivel original propiciando la formacin de nubes. A este respecto
cabe decir que si la componente vertical de la masa de aire que se
eleva es ms dbil que la velocidad de traslacin horizontal, se
producirn nubes de tipo estratiforme, mientras que si la componente
vertical es muy acentuada se originan nubes de gran desarrollo
altimtrico.
Fenmenos tpicos de la inestabilidad atmosfrica son las
tormentas, y en general, las nubes de gran desarrollo, esto se da
porque al elevarse el aire se expande y se enfra hasta producirse
la condensacin lo cual favorece esta formacin.
Este tipo de inestabilidad ocurre ms frecuentemente durante los
meses clidos con das despejados, cuando el calentamiento solar es
intenso y las capas ms bajas se sobrecalientan ms que el aire de
capas ms altas, produciendo un gradiente ambiental inestable, que
es mayor que el gradiente seco. La inestabilidad producida por
fuerte calentamiento en superficie est confinada a los pocos
kilmetros sobre el suelo. A mayor altura el gradiente ambiental de
temperatura toma valores normales. Por lo tanto las nubes generadas
por calentamiento en superficie son de poca altura vertical y rara
vez producen mal tiempo. En poca de primavera - verano, puede haber
das en los cuales se puede producir un fuerte calentamiento en
superficie, elevndose la masa de aire y si tiene suficiente
humedad, el enfriamiento durante el ascenso produce niebla o
neblina en superficie y nubosidad en capas bajas, sin que se
produzca lluvia. Esta formacin de nubes se conoce como una baja,
vaguada o depresin trmica; el trmino de baja es porque el ascenso
del aire simultneamente produce una disminucin de la presin en
superficie. Su duracin tpica es de dos das y medio, ya que si no se
unen con algn sistema frontal, al tercer da la radiacin solar en el
tope de las nubes, disipa la delgada capa de nubes.C.- Equilibrio
Neutro o IndiferenteSe da esta situacin cuando la curva de estado y
la adiabtica saturada son paralelas (=). Entonces el movimiento de
una partcula de aire saturado no se ve ayudada ni frenada por la
atmsfera que la rodea, lo mismo ocurre con el aire no saturado
cuando la curva de estado y la adiabtica seca son paralelas (aunque
es inestable para el aire saturado). En tales casos la partcula de
aire est en equilibrio en cualquier posicin alcanza_
da y se habla de equilibrio neutro.
5. Inversin trmica:
La inversin trmica es un fenmeno natural que, en principio, se
puede presentar cualquier da del ao y a cualquier hora del da y que
debido a su carcter natural, por si misma no representa ningn
riesgo para la salud humana; solamente se vuelve peligrosa cuando,
en la capa atmosfrica en la que se encuentre inmersa, existan altas
concentraciones de contaminantes, ya que una inversin trmica es
sinnimo de estabilidad atmosfrica, al menos temporal, por lo que no
permite la dispersin de los mencionados contaminantes mientras
dure, se presenta cuando el patrn normal de temperatura en la
atmsfera se comporta de forma contraria, es decir, aumenta con la
altitud.
El fenmeno de inversin trmica se presenta cuando en las noches
despejadas el suelo ha perdido calor por radiacin, las capas de
aire cercanas a l se enfran ms rpido que las capas superiores de
aire lo cual provoca que se genere un gradiente positivo de
temperatura con la altitud (lo que es un fenmeno contrario al que
se presenta normalmente, la temperatura de la troposfera disminuye
con la altitud). Esto provoca que la capa de aire caliente quede
atrapada entre las 2 capas de aire fro sin poder circular, ya que
la presencia de la capa de aire fro cerca del suelo le da gran
estabilidad a la atmsfera porque prcticamente no hay conveccin
trmica, ni fenmenos de transporte y difusin de gases y esto hace
que disminuya la velocidad de mezclado vertical entre la regin que
hay entre las 2 capas fras de aire.
INVERSIN TERMICA EN EL PERU:Las fras temperaturas superficiales
del mar adyacente a las costas del Per son en efecto la causa del
tambin inusual fenmeno de "inversin trmica" en la atmsfera. Lo
normal en el planeta es que la atmsfera registre un continuum de
cada vez menor temperatura conforme se va ascendiendo. sa es la
condicin que, mediante la evaporacin ascendente, permite la
formacin de grandes nubes (cmulu-nimbus), en alturas de hasta 10-15
kilmetros, y que son las que dan origen a las lluvias
(precipitaciones de 60-150 mm en un da). En las partes bajas de la
costa peruana, en cambio, las fras aguas superficiales enfran la
capa inferior de la atmsfera que resulta as teniendo temperaturas
ms bajas que las inmediatamente superiores. El Grfico muestra
claramente:
Mar de nubes debido a la inversin trmica
RESULTADOS:PsicrometroTermistor
LugarTbsTbhTbsTbhAltura
La Molina2221.523.2321.2243
Chosica23.519.525.422.6874
Corcona26.520.526.221.91265
Matucana22.51723.017182410
San Mateo21.51421.817.23025
Ermita de Anche171116.411.93481
Casapalca17.51019.314.14165
Ticlio11.55.510.485.44818
Anlisis:Las temperaturas en bulbo seco medidas con el psicrmetro
y el termistor bulbo seco coinciden en las variaciones de la
temperatura con respecto a la altura. En las temperaturas medidas
con el psicrmetro en bulbo hmedo y el termistor en bulbo hmedo, hay
diferencias en el tramo de 0 -1000.
En Chosica y Corcona se observa claramente la inversin trmica
por subsidencia, debido al colchn de nubes que cubre el cielo de
Lima.
Del tramo de Corcona hasta Ermita de Anche, se observa que la
temperatura disminuye con la altura debido al gradiente vertical de
temperatura que aproximadamente es -6.5 C/Km,
Del tramo de Ermita de Anche hasta Casapalca se observa una
aparente inversin trmica, posiblemente se debe al viento de valle
que se da en Ermita de Anche y a la nubosidad que es 4/8 en
Casapalca. Adems, el ngulo de incidencia de los rayos solares
aumenta con las horas llegando a su mximo valor al medioda, y esto
hace que la temperatura aumente y por ello se ve un incremento de
la temperatura en Casapalca donde se hicieron las mediciones a las
12:40 p.m.
En el tramo de Casapalca a Ticlio la temperatura disminuye
considerablemente, debido a la altitud y la presencia de nubes tipo
cmulos en una proporcin de 6/8.
PRESION ATMOSFERICA
El aire como todo gas tiene peso propio, esto fue descubierto
por Galileo tras observar un recipiente conteniendo aire
comprimido, en el que cuyo peso aumentaba proporcionalmente con el
aumento de la cantidad de aire que contena.
Sobre la base de esto definimos presin como el peso del gas por
unidad de superficie.
Muchas veces la medicin de la presin atmosfrica se hace en
milmetros de mercurio, esto que aparentemente no tiene relacin con
la definicin, en realidad proviene del experimento de Torricelli
(fig adjunta).
Torricelli utiliz una cubeta llena de Mercurio, en ella sumerge
la boca de un tubo de vidrio de un metro de longitud que tambin se
encontraba lleno de mercurio.
La columna de mercurio descenda hasta cierta altura y se detena
a una altura de la superficie quedando el sistema en equilibrio.
Esto indica que tomando en cuenta la superficie de la cubeta y la
del tubo la presin atmosfrica es equilibrada por el peso de la
columna de mercurio, desde luego la altura de la columna variar
segn vare la presin atmosfrica, este es el principio de
funcionamiento del barmetro.
Si consideramos una columna de mercurio de un centmetro cuadrado
de seccin, a nivel del mar la columna medir 760 mm aproximadamente.
El centmetro cbico de mercurio pesa 13,6 gramos, luego la columna
pesa 033,6 gramos.
La presin atmosfrica no se ejerce solo hacia el suelo, sino pues
en realidad lo hace en todas las direcciones, esto fue probado en
el experimento de Magdeburgo, en el que dos cascos metlicos se unan
entre si a causa del vaco provocado en su interior, luego
traccionados por caballos estos permanecieron unidos e inmutables,
finalmente al permitir el paso de aire al interior los cascos se
separaron por su propio peso.
CONCLUSIONES La Termodinmica de la atmosfera es de vital
importancia ya que a travs de este tema podemos conocer cul es el
comportamiento del clima y las consecuencias que podran
generar.
Se pudo reconocer la diferencia entre la estabilidad y la
inversin trmica, as como el reconocimiento de otros conceptos, que
nos van ayudar a caracterizar a la atmsfera RECOMENDACIONES
Para poder tener datos ms exactos, y tener menos margen de
error, es bueno que la presin y temperatura sean tomadas en lo
posible con la exactitud y precisin del caso.
Para tener un resultado ms confiable en cuanto a temperaturas,
tenemos que tener en cuenta los procedimientos y tcnicas de
estudios y ajuste apropiados para obtener un resultado que se
ajuste a los datos tomados en campo.
BIBLIOGRAFA Elas Castillo, Francisco y otros. Agrometeorologa.
Segunda edicin (2001) Editorial Aedos, S.A.
http://www.astromia.com/glosario/humedad.htm
http://es.wikipedia.org/wiki/Humedad_del_aire
http://es.wikipedia.org/wiki/Temperatura_virtual
http://meteobasica.blogspot.com/2010/11/estabilidad-atmosferica.html
http://www.aviacionulm.com/meteotemperatura.html
http://html.rincondelvago.com/temperatura.html
http://rammb.cira.colostate.edu/wmovl/vrl/tutorials/euromet/courses/spanish/nwp/n2300/n2300006.htmT2
= T1 + 2500 * m
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