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• Jonattan Santiago Sanchez Pérez

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Presentación El manual de auto-instrucción “Conceptos básicos sobre meteorología de la contaminación del aire” que publica el Centro Panamericano de Ingeniería Sanitaria y Ciencias del Ambiente (CEPIS) es una traducción al español y adaptación del manual de auto-instrucción “SI:409 Basic air pollution meteorology course” del Instituto de Capacitación en la Contaminación del Aire (APTI) de la Agencia de Protección Ambiental de los Estados Unidos (U.S. EPA). El curso está dirigido a principiantes y está diseñado para ser usados sin instructor, en forma independiente.

Este manual está dividido en seis capítulos presentados a manera de lecciones independientes: 1. 2. 3. 4. 5. 6.

La meteorología y la atmósfera Balance térmico de la atmósfera La estructura dinámica de la atmósfera Circulación vertical y estabilidad atmosférica Instrumentos meteorológicos La dispersión de las plumas y el modelado de la calidad del aire en exteriores

Cada lección contiene varias secciones con texto, gráficos, preguntas y respuestas. Se espera que luego de estudiar la información presentada en cada sección, se respondan las preguntas que se plantean. Verifique sus respuestas con las que aparecen al final de la lección. Luego de leer todas las lecciones y resolver los ejercicios, complete el examen final.

Buena suerte!!!

Lección 1 La meteorología y la atmósfera Esta lección ofrece una introducción a la meteorología y un panorama de la atmósfera. En esta lección también se explica la importancia de la meteorología para comprender el transporte y la dispersión de la contaminación del aire.

Meta Proporcionar una visión general de la meteorología de la contaminación del aire y la atmósfera y explicar la importancia de la meteorología en los estudios sobre la contaminación del aire.

Objetivos Al final de esta lección, podrá: 1. Definir el término meteorología. 2. Definir el término meteorología de la contaminación del aire. 3. Describir cómo se usa la meteorología de la contaminación del aire. 4. Nombrar las cuatro capas de la atmósfera e identificar cuál es la más importante en la meteorología de la contaminación del aire.

Introducción La meteorología es la ciencia de la atmósfera. La atmósfera es el medio en el que se emiten los contaminantes del aire. Procesos atmosféricos tales como el movimiento del aire (viento) y el intercambio de calor (por ejemplo, la convección y la radiación) determinan el destino de los contaminantes a medida que pasan por las etapas de transporte, dispersión, transformación y remoción. La meteorología de la contaminación del aire es el estudio de cómo estos

procesos atmosféricos afectan el destino de los contaminantes del aire. El conocimiento de la meteorología de la contaminación del aire sirve para manejar y controlar la descarga de contaminantes en el aire en exteriores. El control de la descarga de estos contaminantes ayuda a asegurar que las concentraciones de este tipo de sustancias en el ambiente cumplan con los estándares de calidad del aire en exteriores. Además, este conocimiento es esencial para entender el destino y transporte de las sustancias contaminantes del aire.

Composición de la atmósfera La atmósfera rodea la Tierra y rota con ella a medida que gira alrededor del sol. Como lo señala el cuadro 1-1, el aire seco está compuesto por aproximadamente 78 por ciento de nitrógeno, 21 por ciento de oxígeno y uno por ciento de argón, también existen gases traza como el dióxido de carbono, el neón y el helio. Si bien el aire contiene poco vapor de agua, Este absorbe seis veces más radiación que cualquier otro componente atmosférico, por lo cual es un elemento muy importante de la atmósfera. Cuadro 1-1. Composición química del aire atmosférico seco Sustancia Nitrógeno Oxígeno Argón Dióxido de carbono Neón Helio Metano Criptón Hidrógeno Xenón Dióxido de nitrógeno Ozono 1

Concentración (ppm)1 780.900 209.400 9.300 315 18 5,2 2,3 0,5 0,5 0,08 0,02 0,01-0,04

ppm es una abreviatura para expresar partes por millón. Para convertir una concentración expresada como ppm a otra expresada como el porcentaje de un total, se debe dividir la concentración de ppm entre 10,000. Fuente: Handbook of Air Pollution, 1968.

Capas de la atmósfera La atmósfera está dividida en cuatro capas: la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la termosfera (figura 1-1). La troposfera, la capa más baja, está compuesta por casi tres cuartos de la masa atmosférica y contiene casi todos los componentes hídricos de la atmósfera (vapor, nubes y precipitación). La troposfera –donde se encuentran las masas de aire, los frentes y las

tormentas– es la capa más agitada y la que determina el clima de la Tierra. La profundidad de la troposfera varía con la latitud y la estación. La parte superior de la troposfera (tropopausa) está aproximadamente a 16,5 km (54.000 pies) sobre el ecuador y a 8,5 km (28.000 pies) sobre los polos. Los cambios estacionales determinan el grosor de la troposfera y hacen que sea más gruesa en verano (cuando el aire es más cálido) que en invierno. La profundidad de la troposfera cambia constantemente debido a variaciones de la temperatura atmosférica.

Figura 1-1. Las cuatro capas atmosféricas Fuente: Moran y Morgan, 1994. Casi toda la contaminación del aire en exteriores se emite en la troposfera. El transporte de la contaminación del aire está determinado por la velocidad y la dirección de los vientos. La tasa de dispersión depende de la estructura térmica de la atmósfera, así como de la agitación mecánica del aire a medida que se desplaza sobre los diferentes accidentes geográficos. La radiación solar y la humedad, así como otros componentes de la atmósfera, causan un impacto en la transformación de las sustancias contaminantes emitidas en el aire. La remoción de los contaminantes no sólo depende de sus características sino también de fenómenos climáticos como la lluvia, la nieve y la niebla. Estos fenómenos meteorológicos interactivos se estudian como parte de la meteorología de la contaminación del aire.

La importancia de la meteorología de la contaminación del aire Como la atmósfera es el medio en el que se liberan los contaminantes, el transporte y la dispersión de estas descargas depende en gran medida de parámetros meteorológicos. Para realizar actividades relativas a la planificación de la calidad del aire es imprescindible comprender la meteorología de la contaminación del aire y su influencia en la dispersión de las sustancias contaminantes. Los planificadores emplean este conocimiento para ayudar a localizar las estaciones de monitoreo de contaminación del aire y para desarrollar planes de implementación orientados al cumplimiento de los estándares de calidad del aire en exteriores. La meteorología se usa para predecir el impacto ambiental de una nueva fuente de contaminación del aire y para determinar el efecto de las modificaciones de las fuentes existentes en la calidad del aire. Cuando se desarrollan condiciones meteorológicas que no conducen a la dispersión de las sustancias contaminantes, los organismos gubernamentales encargados de controlar la contaminación del aire deben actuar rápidamente para asegurar que los contaminantes no se concentren en niveles inaceptables en el aire que respiramos. Cuando estos niveles son excesivamente altos, se produce un caso de contaminación del aire y se deben reducir las emisiones en la atmósfera. El caso de Donora, Pensilvania, en los Estados Unidos de América, es un ejemplo extremo de esta situación. En 1948, Donora sufrió un episodio catastrófico de contaminación del aire. Donora está ubicada en el fondo de un valle rodeado por colinas ondulantes. Los habitantes del pueblo estaban acostumbrados a recibir algunas emisiones provenientes de la fábrica local de acero, fundiciones de zinc y plantas de ácido sulfúrico. Sin embargo, no estaban preparados para recibir las concentraciones peligrosamente altas de contaminantes que en ese año se produjeron sobre el pueblo. Las condiciones meteorológicas de Donora durante este período de cinco días (sistema de alta presión y una fuerte inversión de temperatura) produjeron vientos ligeros y nieblas densas. El aire no se pudo mover ni horizontal ni verticalmente y permaneció sobre el pueblo. Las fábricas siguieron operando y liberando sustancias contaminantes. Como consecuencia, mucha gente se enfermó y murieron 22 personas. Finalmente, cuando el patrón climático cambió, las altas concentraciones de contaminantes disminuyeron, los vientos se elevaron y empezó a llover (Ahrens 1993).

Ejercicio de revisión 1. Los dos principales componentes de la atmósfera son ______________________________ y _______________________ . 2. ¿Cuáles son los componentes atmosféricos que absorben mayor radiación? ___________________________________________ . 3. ¿Cuáles son las cuatro capas de la atmósfera? ___________________________________________ ___________________________________________ ___________________________________________ ___________________________________________ . 4. ¿Verdadero o falso? La estratosfera es la capa más baja de la atmósfera, donde se emiten casi todos los contaminantes del aire. a.

Verdadero

b.

Falso

5. Defina la meteorología. __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________ _____ . 6. Defina la meteorología de la contaminación del aire. __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________ _____ .

Respuestas del ejercicio de revisión 1. Nitrógeno Oxígeno Los dos componentes principales de la atmósfera son el nitrógeno y el oxígeno. 2. Vapor de agua El vapor de agua absorbe más radiación que cualquier otro componente atmosférico. 3. Troposfera Estratosfera Mesosfera Termosfera Las cuatro capas de la atmósfera son la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la termosfera. 4. b. Falso La troposfera es la capa más baja de la atmósfera, donde se emiten casi todos los contaminantes del aire. 5. La meteorología es la ciencia de la atmósfera. 6. La meteorología de la contaminación del aire es el estudio de cómo los procesos atmosféricos afectan el destino de la contaminación del aire.

Bibliografía Ahrens, C. D., 1993. Essentials of Meteorology: An Invitation to the Atmosphere. Minneapolis: West Publishing. Demillo, R., 1994. How Weather Works. Emeryville, CA: Ziff Davis Press. Handbook of Air Pollution, 1968. PHS Publication AP-44 (PB190-247). Moran, J.M., M.D. Morgan y P.M. Pauley, 1994. The Atmosphere and the Science of Weather. 4ª ed. Nueva York: Macmillan College Publishing. Williams, J., 1992. The Weather Book. USA Today. Nueva York: Random House. U.S. Air Force, 1962. Weather for Aircrews. AF Manual 105-5.

Lección 2 Balance térmico de la atmósfera Esta lección y las dos siguientes introducen los conceptos fundamentales de la meteorología – la ciencia de la atmósfera y sus fenómenos. En la lección 1 se aprendió que la meteorología desempeña un papel muy importante en la comprensión del transporte y la dispersión de los contaminantes del aire. Las lecciones 2 y 3 describen los principios meteorológicos básicos que producen la circulación atmosférica. La lección 4 se basa en conceptos y principios meteorológicos y discute la estructura vertical de la temperatura atmosférica y la dispersión de la contaminación en el aire.

Meta Familiarizar al lector con la fuente de energía responsable de la circulación atmosférica y con la manera cómo la Tierra y la atmósfera interactúan para balancear la energía recibida por el sistema Tierra-atmósfera.

Objetivos Al culminar esta lección, podrá: 1. Identificar la fuente de energía que “dirige” la circulación atmosférica. 2. Definir el término insolación y describir cuatro factores que determinan la cantidad de insolación recibida por el sistema Tierra-atmósfera. 3. Explicar el efecto invernadero y nombrar los componentes más importantes del almacenamiento calorífico de la atmósfera. 4. Explicar la razón que determina un balance térmico de largo plazo en la atmósfera. 5. Describir tres métodos de transferencia de calor: conducción, convección y advección.

6. Definir el calentamiento diferencial e identificar por lo menos tres factores que influyen en este.

Radiación e insolación La energía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene del sol. Esta energía se transfiere a través de la radiación del calor en forma de ondas electromagnéticas. La radiación del sol tiene su pico de transmisión en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78 micrómetros (µm)] del espectro electromagnético (figura 2-1). Sin embargo, el sol también descarga una cantidad considerable de energía en las regiones ultravioletas e infrarrojas. Noventa y nueve por ciento de la energía solar se emite en longitudes de onda que oscilan entre 0,5 y 40 µm. Además, las longitudes de onda más largas que 2,5 µm son fuertemente absorbidas por el vapor de agua y el dióxido de carbono de la atmósfera. La radiación en longitudes de onda menores que 0,29 µm es altamente absorbida en la atmósfera por el nitrógeno y el oxígeno. Por consiguiente, la radiación solar que cae sobre la Tierra generalmente tiene una longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5 µm.

Figura 2-1. Longitudes de onda a las que el sol irradia 99% de su energía. Fuente: Moran y Morgan, 1994. La cantidad de radiación solar recibida en una hora y un lugar específicos del sistema Tierraatmósfera se llama insolación (en inglés, insolation, de incoming solar radiation). La insolación esta determinada por cuatro factores: •

La constante solar

•

La transparencia de la atmósfera

•

La duración de la luz del día

•

El ángulo con el que los rayos solares caen sobre la Tierra.

Constante solar La constante solar es la cantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmósfera en la distancia media entre la Tierra y el sol. La cantidad real de radiación solar recibida en el borde exterior de la atmósfera varía ligeramente según la producción de energía del sol y la distancia de la Tierra en relación con este. Debido a la excentricidad de la órbita terrestre alrededor del sol, la Tierra se acerca más a este en enero que en julio. Además, la radiación emitida por el sol varía un poco, probablemente en un porcentaje mínimo. Estas ligeras variaciones que afectan la constante solar son triviales si se consideran las propiedades atmosféricas que agotan la cantidad total de radiación solar que cae sobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmósfera, la duración de la luz del día y el ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho más importantes para determinar la cantidad de insolación que realmente se recibe, la que también influye en el clima. Cuadro 2-1 Valores para la constante solar Constante solar =

1,94 cal/cm2 min 1.353 W/m2 428 Btu/pies2 h 4,871 kJ/m2 h

Transparencia La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con la cantidad de insolación que llega a la superficie terrestre. La radiación emitida se agota a medida que pasa a través de la atmósfera. Los diferentes compuestos atmosféricos absorben o reflejan energía de diferentes maneras y en cantidades variadas. La transparencia de la atmósfera se refiere al monto en que la radiación penetra en la atmósfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. Como se indica en la figura 2-2, una parte de la radiación que recibe la atmósfera se refleja desde la parte superior de las nubes y desde la superficie terrestre, y otra es absorbida por moléculas y nubes.

Figura 2-2. Dos factores que reducen la transparencia atmosférica La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energía solar a la atmósfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fracción (o porcentaje) de la energía solar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes superficies (agua, nieve, arena, etc.) tienen diferentes valores albedo (cuadro 2-2). Para la Tierra y la atmósfera como un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este índice es mayor en el rango visible de las longitudes de onda. Algunos de los gases de la atmósfera (notoriamente el vapor de agua) absorben la radiación solar, por lo que llega una menor radiación a la superficie terrestre. A pesar de componer sólo aproximadamente 3% de la atmósfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces más radiación solar que los demás gases combinados. Por lo tanto, la cantidad de radiación recibida por la superficie terrestre es considerablemente menor que la recibida fuera de la atmósfera, representada por la constante solar. Todos los cuerpos, no sólo el sol, irradian energía en longitudes de onda a lo largo del espectro electromagnético. Los cuerpos más cálidos irradian longitudes de onda más cortas y los más fríos, longitudes de onda más largas. Mientras que el sol tiene su transmisión pico en el rango visible (0,38 a 0,78 µm), la Tierra emite su radiación máxima en longitudes de onda considerablemente más largas –en el rango de 10 µm (región infrarroja). La Tierra se calienta cuando absorbe energía y se enfría cuando la irradia. Asimismo, absorbe y emite radiación al mismo tiempo. Si la superficie terrestre absorbe más energía que la que irradia, se calentará. Si irradia más energía que la que absorbe, se enfriará.

Cuadro 2-2. Valores albedo para diferentes superficies

Superficie

Albedo (porcentaje de la radiación incidente de onda corta)

Suelo negro, seco Suelo negro, húmedo Terreno arado, húmedo Arena, brillante, fina

14 8 14 37

Nieve densa, seca y limpia Hielo de mar ligeramente poroso azulado lechoso, capa de hielo cubierta con una capa de agua de 15-20 cm Bosque cubierto por nieve

86-95 36 26

Bosque de árboles con hojas caducas Copos de robles Bosques de pinos Zonas de arbustos desiertas

17 18 14 20-29

Pantanos Praderas Trigo de invierno Brezo

10-14 12-13 16-23 10

Yuma, Arizona Washington, D.C. (setiembre) Winnipeg, Manitoba (julio) Great Salt Lake, Utah

20 12-13 13-16 3

33-40

Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979. La Tierra absorbe radiación solar de onda corta y emite una radiación terrestre de longitudes de onda más largas. En la atmósfera, las nubes, el vapor de agua y, en menor grado, el dióxido de carbono, absorben la radiación terrestre, que hace que la atmósfera se caliente. La atmósfera absorbe mucho más radiación terrestre que solar. Además, también irradia energía al espacio exterior y la devuelve a la superficie terrestre. El sistema Tierra-atmósfera emite continuamente radiación terrestre, durante el día y la noche. La absorción atmosférica de la radiación terrestre beneficia al sistema Tierra-atmósfera al captar la radiación que se podría perder en el espacio. Este fenómeno explica por qué la temperatura del aire generalmente es más caliente durante las noches nubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado al resultado del proceso de intercambio de energía que hace que la superficie terrestre se caliente más que lo que se calentaría si la atmósfera no volviera a irradiar energía a la Tierra.

Gases como el dióxido de carbono y el metano también aumentan la capacidad de la atmósfera para absorber radiación. Algunos científicos piensan que las crecientes emisiones, provocadas por el hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar, generalmente denominados gases del efecto invernadero) están calentando la Tierra y la atmósfera más rápido de lo normal. Este fenómeno se conoce como calentamiento global. El cuadro 2-3 presenta una lista de los gases predominantes del efecto invernadero. Algunos científicos prevén que si esta tendencia continúa, se producirán cambios graduales en las condiciones climáticas. Actualmente, se están realizando estudios para determinar si las emisiones provocadas por el hombre son significativas para el fenómeno del calentamiento global.

Cuadro 2-3. Los gases del efecto invernadero Gas del efecto invernadero Dióxido de carbono (CO2)

% del total de los gases del efecto invernadero 50

Metano (CH4)

16

Óxido nitroso (N2O)

6

Clorofluorocarbonos (CFC) Ozono (O3)

20 8

Fuentes y % del total de los gases del efecto invernadero Energía de combustibles fósiles (35) Deforestación (10) Agricultura (3) Industria (2) Energía de combustibles fósiles (4) Deforestación (4) Agricultura (8) Energía de combustibles fósiles (4) Agricultura (2) Industria (20) Energía de combustibles fósiles (6) Industria (2)

Fuente: Williams, M. 1993. La transparencia es una función no sólo de nubosidad sino también de latitud. Los rayos solares deben atravesar una capa de atmósfera reflectora de dispersión más espesa en las latitudes intermedias y altas que en las tropicales (figura 2-3). Este efecto varía según las estaciones: en invierno es mayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que los rayos solares sean menos intensos en el horizonte (figura 2-4).

Figura 2.3. Relación entre la transparencia y la latitud

Figura 2.3. Relación entre la transparencia y la latitud

Figura 2-4.

Efecto estacional de la transparencia en determinada ubicación

Duración de la luz del día La duración de la luz de día también afecta la cantidad de insolación recibida: mientras más largo sea el período de luz solar, mayor será la posible insolación total. La duración de la luz del día varía con la latitud y las estaciones. En el ecuador, el día y la noche son siempre iguales. En las regiones polares, el período de luz del día alcanza un máximo de 24 horas en verano y un mínimo de cero horas en invierno. La figura 2-5 muestra cómo varía esta duración con las estaciones en el hemisferio norte.

Figura 2-5.

Variaciones estacionales en la duración de la luz del día (hemisferio norte)

Ángulo de los rayos El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra varía considerablemente a medida que el sol “se mueve” de un lado a otro del ecuador. Una superficie relativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad de insolación. Por consiguiente, las áreas donde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolación, ya que estos deben atravesar una capa más espesa de la atmósfera y se dispersan sobre una superficie mayor (figura 2-6). Este mismo principio se aplica al desplazamiento diario de los rayos solares. Al mediodía, se produce la mayor intensidad de insolación. Durante la mañana y la tarde, cuando el sol se encuentra en un ángulo bajo, la intensidad de la insolación es menor.

Figura 2-6.

Rayos oblicuos y verticales

Balance térmico Dado que la energía del sol siempre ingresa en la atmósfera, si toda la energía se almacenara en el sistema Tierra-atmósfera, la Tierra se podría recalentar. Así, la energía se debe liberar de nuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. La radiación recibida regresa como radiación terrestre y da lugar a un balance térmico, llamado balance de radiación. La figura 2-7 muestra el balance de radiación (térmico) de la atmósfera. De cada 100 unidades de energía que ingresan en la atmósfera, 51 son absorbidas por la tierra, 19 por la atmósfera y 30 reflejadas nuevamente al espacio. Las 70 unidades que absorbe el sistema Tierra-atmósfera (51 + 19 unidades) son irradiadas nuevamente al espacio como una radiación de onda larga.

Figura 2-7.

Radiación y balance térmico promedio anual de la atmósfera para 100 unidades de radiación solar recibida Fuente: National Academy of Sciences 1975, p. 18.

Distribución del calor La Tierra, en su totalidad, experimenta grandes contrastes entre el calor y el frío en cualquier época. En el ecuador, soplan brisas tropicales cálidas mientras que en las regiones polares se forman capas de hielo. De hecho, debido a las extremas diferencias de temperatura entre el ecuador y los polos, el sistema Tierra-atmósfera se asemeja a un “motor térmico” gigante. Los motores térmicos dependen de los contrastes caliente-frío para generar energía. Como se verá más adelante, este “motor térmico” mundial influye en los principales modelos de circulación atmosférica a medida que el aire caliente se traslada a áreas más frías. Diversas áreas de la Tierra que reciben diferentes intensidades de insolación representan una gran parte de este desequilibrio del calor. Como se dijo anteriormente, la latitud, las estaciones y la duración de la luz del día hacen que la intensidad de insolación recibida varíe según el lugar.

Calentamiento diferencial La superficie terrestre no sólo recibe diferentes magnitudes de radiación solar sino que las diversas superficies terrestres absorben energía térmica en magnitudes distintas. Por ejemplo, las masas de tierra absorben y almacenan calor de manera diferente que las de agua. Además, la capacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en los distintos tipos de superficies terrestres. El color, la forma, la textura de la superficie, la vegetación y la presencia de construcciones pueden influir en el calentamiento y enfriamiento de la Tierra. Por lo general, las superficies secas se calientan y enfrían más rápidamente que las húmedas. Las áreas aradas, las playas arenosas y los caminos pavimentados se calientan más que las praderas y las áreas boscosas. Durante el día, el aire de un terreno arado es más cálido que el de un bosque o un pantano; durante la noche, la situación es inversa. La propiedad que hace que las diferentes superficies se calienten y se enfríen en velocidades distintas se denomina calentamiento diferencial. La absorción de la energía térmica del sol se confina en una capa poco profunda de la superficie terrestre. Por consiguiente, las superficies terrestres se calientan rápidamente durante el día y se enfrían rápidamente durante la noche. En cambio, las superficies acuáticas se calientan y enfrían más lentamente que las terrestres por las siguientes razones: •

El movimiento del agua produce calor

•

Los rayos solares pueden penetrar la superficie acuática

•

Se requiere más calor para cambiar la temperatura del agua debido a su mayor calor específico (se requiere más energía para aumentar la temperatura del agua que para cambiar la temperatura de la misma cantidad de suelo)

•

La evaporación del agua es un proceso de enfriamiento

Transporte de calor Además de la radiación, el calor se transmite por conducción, convección y advección. Estos procesos afectan la temperatura de la atmósfera cercana a la superficie terrestre. La conducción es el proceso por el cual se transmite el calor a través de la materia sin que esta en sí se transfiera. Por ejemplo, el asa de una sartén de hierro se calienta debido a la conducción de calor del mechero de la estufa. El calor es conducido de un objeto más caliente a uno más frío. La transferencia de calor a través de la convección se produce cuando la materia está en movimiento. El aire que se calienta a través de una superficie terrestre calentada (por conducción) se elevará porque es más liviano que el del ambiente. El aire calentado se eleva y transfiere el calor verticalmente. Así mismo, el aire en altura más frío se hundirá porque es más pesado que el aire del ambiente. Esto va de la mano con el aumento del aire y es parte de la transferencia de calor por convección. Los meteorólogos también emplean el término

advección para denotar la transferencia de calor que se produce principalmente por el movimiento horizontal antes que por el movimiento vertical del aire (convección).

Distribución mundial del calor Como se ha mencionado anteriormente, la distribución mundial de la insolación está estrechamente relacionada con la latitud. La insolación total anual es mayor en el ecuador y disminuye hacia los polos. La figura 2-8 muestra la cantidad de radiación solar absorbida por la Tierra y la atmósfera (línea punteada) en comparación con la onda larga de radiación que sale de la atmósfera (línea negra). La cantidad de insolación recibida anualmente en el ecuador es cuatro veces mayor que la recibida en cualquiera de los polos. A medida que los rayos solares se desplazan estacionalmente de un hemisferio a otro, la zona de insolación diaria máxima posible se mueve con estos. Para la Tierra como un todo, las ganancias de energía solar equivalen a las pérdidas de energía que regresan al espacio (balance térmico). Sin embargo, como la región ecuatorial obtiene más calor que el que pierde y como los polos pierden más calor que el que obtienen (como lo señala la figura 2-8), algo debe suceder para que el calor se distribuya de manera más uniforme alrededor de la Tierra. De otro modo, las regiones ecuatoriales seguirían calentándose y los polos enfriándose. Por lo tanto, para lograr un equilibrio, las circulaciones atmosféricas y oceánicas realizan una transferencia continua de calor a larga escala (de latitudes bajas a altas).

Figura 2-8.

Distribución latitudinal del calor

La atmósfera conduce el aire cálido hacia los polos y el aire frío hacia el ecuador. La transferencia de calor de los trópicos hacia los polos se produce durante todo el año pero en una escala mucho menor en verano que en invierno. En verano, la diferencia de temperatura entre las latitudes bajas y altas es considerablemente menor que en invierno (50% menos en el hemisferio norte). Como se podría esperar, el hemisferio de invierno tiene una pérdida neta de energía, y el hemisferio de verano, una ganancia neta. La mayor parte de la ganancia del estío se almacena en las capas superficiales de la Tierra y el océano, principalmente en este último. Los océanos también desempeñan un papel importante en el intercambio de calor. El agua caliente fluye hacia los polos a lo largo del lado occidental de una cuenca del océano y el agua fría hacia el ecuador en el lado oriental. En latitudes más altas, el agua caliente se mueve hacia los polos en el lado oriental de la cuenca del océano y el agua fría hacia el ecuador en el lado occidental. Las corrientes oceánicas se encargan de transportar aproximadamente 40 por ciento de la energía del ecuador hacia los polos. El 60 por ciento restante se atribuye al movimiento del aire.

Ejercicio de revisión 1.

La fuente de energía responsable de la circulación atmosférica y oceánica es _____________.

2.

Enumere los cuatro factores que determinan la cantidad de insolación recibida por la Tierra.

. 3.

La fracción de energía reflejada por una superficie en comparación con la cantidad recibida por la superficie de la terrestre es: a. La atmósfera b. El albedo c. El balance térmico d. La constante solar

4.

¿Cuál de las siguientes sustancias almacena más energía térmica que los demás compuestos atmosféricos combinados? a. b. c. d.

5.

El dióxido de carbono El ozono El vapor de agua El nitrógeno

Cuando el aire está nublado o muy contaminado, la superficie terrestre recibirá insolación directa. a. Más b. Menos Explique por qué. __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________.

6.

Explique el efecto invernadero. __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________.

7.

¿Verdadero o falso? Los rayos oblicuos producen más calor por unidad de área que los verticales. a. b.

8.

Verdadero Falso

Dado que la atmósfera de la Tierra agota la radiación solar que la atraviesa ¿cuánta radiación recibida en el límite exterior de la atmósfera llega a la superficie terrestre? a. b. c. d.

Un cuarto La mitad Toda Nada

9. El balance térmico en la Tierra implica que: a. b. c. d.

La Tierra fría retiene todo el calor que recibe Los polos retienen tanto calor como el que irradia el ecuador El sistema Tierra-atmósfera pierde tanto calor como el que obtiene La Tierra se calienta en invierno y se enfría en verano

10. ¿Qué es el calentamiento diferencial? __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________. 11. ¿Verdadero o falso? La transferencia de calor por conducción implica el movimiento de la materia. a. Verdadero b. Falso 12. Cuando el aire entra en contacto con la Tierra calentada y se calienta, se produce _______________________ .

13. El proceso de calentamiento que causa la mezcla vertical del aire sobre la superficie terrestre se denomina: a. b. c.

Conducción Convección Advección

14. ¿Verdadero o falso? Las circulaciones oceánicas y atmosféricas redistribuyen la energía recibida por el sol. a. b.

Verdadero Falso

Respuestas del ejercicio de revisión 1. El sol La fuente de energía responsable de la circulación atmosférica y oceánica es el sol. 2.

La constante solar La transparencia de la atmósfera La duración de la luz del día El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra Los cuatro factores que determinan la cantidad de insolación recibida por la Tierra son: • • • •

3.

La constante solar La transparencia de la atmósfera La duración de la luz del día El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra.

b. El albedo La fracción de energía reflejada por una superficie en comparación con la cantidad producida en esta es su albedo.

4.

c.

El vapor de agua

El vapor de agua almacena más energía térmica que los demás componentes atmosféricos combinados. 5.

b. Menos Cuando el aire está nublado o muy contaminado, se recibirá menos insolación directa porque los gases atmosféricos y las nubes absorben y reflejan la radiación solar.

6.

El efecto invernadero es la capacidad de la atmósfera para absorber la radiación terrestre e irradiar nuevamente el calor a la superficie de la Tierra.

7.

b.

Falso

Los rayos oblicuos producen menos calentamiento por unidad de área que los verticales. 8.

b. La mitad La atmósfera de la Tierra consume la radiación solar que la atraviesa; la mitad de la radiación recibida en el límite exterior de la atmósfera llega a la superficie terrestre.

9.

c.

El sistema Tierra-atmósfera pierde tanto calor como el que recibe

El balance térmico de la Tierra implica que el sistema Tierra-atmósfera pierde tanto calor como el que recibe. 10. El calentamiento diferencial es la capacidad de algunos objetos para absorber y retener el calor mejor que otros. 11. b. Falso La transferencia de calor por conducción no implica el movimiento de la materia. La conducción es el proceso por el cual se transfiere el calor a través de la materia sin que se produzca la transferencia de esta en sí. 12. Conducción Cuando el aire entra en contacto con la Tierra calentada y se calienta, se produce la conducción. 13. b. Convección El proceso de calentamiento que causa la mezcla vertical del aire sobre la superficie terrestre se denomina convección. 14. a.

Verdadero

Las circulaciones atmosféricas redistribuyen la energía recibida por el sol.

Bibliografía Demillo, R., 1994. How Weather Works. Emeryville, CA: Ziff Davis Press. Drake, R.L. y otros, 1979. Mathematical Models for Atmospheric Pollutants. EA-1131. Preparado para el Electric Power Research Institute. Houghton, D.D., 1985. Handbook of Applied Meteorology, Nueva York: John Wiley & Sons. Lockwood, J.G., 1974. World Climatology, an Environmental Approach. Nueva York: St. Martin’s Press. National Academy of Sciences, 1975. Understanding Climatic Change. U.S. Air Force, 1962. Weather for Aircrews. AF Manual 105-5. Wallace, J.M. y otros, 1977. Atmospheric Science: An Introductory Survey. Nueva York: Academic Press. Williams, J., 1992. The Weather Book. USA Today. Nueva York: Random House. Williams, M., 1993. Planet Management. Nueva York: Oxford University Press.

Lección 3 La estructura dinámica de la atmósfera Meta Dar a conocer los factores que afectan la circulación atmosférica, como la presión atmosférica, el viento, las influencias friccionales, los frentes y las masas de aire. Explicar la influencia de las características topográficas como la Tierra, el agua y las montañas en el movimiento del aire.

Objetivos Al concluir esta lección, estará capacitado para: 1. Nombrar y explicar tres fuerzas que determinan la dirección y la velocidad del viento dentro de la capa de fricción de la Tierra. 2. Explicar los cambios que produce la altura en la velocidad del viento y su importancia para los estudios sobre la contaminación del aire. 3. Describir el efecto de los sistemas de presión en el transporte de la contaminación. 4. Identificar las dos propiedades principales de una masa de aire. 5. Distinguir cuatro tipos de frentes diferentes. 6. Explicar el fenómeno llamado entrampamiento frontal. 7. Explicar cómo influyen los diferentes tipos de terreno en el flujo del aire y, por consiguiente, en la dispersión de la contaminación.

Introducción Todos estamos familiarizados con las diferentes formas que puede adoptar la circulación atmosférica: brisas suaves, tormentas eléctricas, huracanes, para mencionar unas pocas. El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión atmosférica que causan las variaciones de la insolación y el calentamiento diferencial. El calentamiento diferencial es la causa principal de la circulación atmosférica en la Tierra. En esta lección se explicará por qué el viento sopla desde una determinada dirección y las causas de los patrones generales de circulación del aire. Se observarán las diferencias de comportamiento entre los vientos en altura y los superficiales, y cómo influye la topografía de la Tierra en estos últimos.

Circulación atmosférica El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión causados por el calentamiento diferencial de la superficie terrestre. A medida que se traslada de áreas de alta presión a áreas de baja presión, el viento es influido significativamente por la presencia o ausencia de la fricción. Por consiguiente, los vientos superficiales se comportan de manera diferente que los vientos en altura debido a las fuerzas de fricción que actúan cerca de la superficie terrestre. La rotación de la Tierra modifica la circulación atmosférica pero no la produce, ya que, esencialmente, la atmósfera rota con la Tierra. El movimiento del aire ayuda a evitar que las concentraciones de los contaminantes liberados al aire alcancen niveles peligrosos.

Presión atmosférica A pesar de ser invisible, el aire tiene peso. Cualquier gas como el aire contiene moléculas que se mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades. En realidad, la velocidad depende de la temperatura del gas. La presión atmosférica es causada por moléculas de aire (por ejemplo, oxígeno o nitrógeno) que chocan tanto entre sí como con otros objetos y rebotan. Es función del número de moléculas atmosféricas en un determinado volumen y la velocidad a la que se desplazan. Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites, el calentamiento aumenta su presión y el enfriamiento la disminuye. Cuando se confina en un espacio más pequeño, su presión aumenta pero disminuye cuando se expande en un espacio mayor. En cualquier ubicación, ya sea en la superficie terrestre o en la atmósfera, la presión atmosférica depende del peso del aire de la capa superior. Imagine una columna de aire. Una columna de aire que se extiende a cientos de kilómetros sobre el nivel del mar ejerce una presión de 1.013 milibaras (mb) (o 1,013 Kpa). Pero si sube en la columna a una altitud de 5,5 km (18.000 pies), la presión atmosférica será aproximadamente la mitad o 506 mb (0,506 Kpa). La figura 3-1 indica las áreas de presión alta y baja. Los ciclos concéntricos alrededor de las áreas de mayor o menor presión se denominan isobaras, que son líneas de igual presión. Las

isobaras pueden seguir la forma de líneas rectas o de anillos a medida que rodean las áreas de presión alta o baja. Las lecturas de presión en el diagrama oscilan entre 1.008 y 1.024 milibaras (mb).

Figura 3-1.

Isobaras alrededor de áreas de presión alta y baja

Viento El viento es el elemento básico en la circulación general de la atmósfera. Todos los movimientos del viento, desde ráfagas pequeñas hasta grandes masas de aire, contribuyen al transporte del calor y de otras condiciones de la atmósfera alrededor de la Tierra. La denominación de los vientos depende de la dirección de donde provienen. Así, un “viento del norte” es aquel que sopla de norte a sur y un “viento del oeste” es aquel que sopla de oeste a este. Cuando los vientos soplan con mayor frecuencia desde una dirección que desde otra, esta recibe el nombre de viento prevalente. La velocidad del viento aumenta rápidamente con la altura sobre el nivel del suelo mientras que la carga de fricción disminuye. Por lo general, el viento no es una corriente constante sino conformada por ráfagas con una dirección ligeramente variable, separada por intervalos. Las ráfagas de viento que se producen cerca de la Tierra se deben a las irregularidades de la superficie, lo cual crea remolinos. Los remolinos son variaciones de la corriente principal del flujo del viento. Las irregularidades mayores se producen por convección –o transporte vertical del calor. Estas y otras formas de turbulencia contribuyen al movimiento del calor, de la humedad y del polvo en el aire en altura.

Fuerza de Coriolis Si la Tierra no rotara, el aire se movería directamente de una presión alta a una presión baja. Sin embargo, como lo hace, para una persona que observa desde la superficie del

planeta, se produce una aparente desviación del aire. La fuerza de Coriolis causa una desviación del aire a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur. Se trata de una fuerza aparente causada por la rotación de la Tierra bajo la acción del movimiento del aire. Observado desde el espacio, este movimiento de aire (o cualquier movimiento libre de un objeto, para el caso) parece seguir una línea recta. Pero para una persona que se encuentra en la Tierra, este movimiento aparenta haberse desviado. La figura 3-2 ilustra la fuerza de Coriolis. Imagine un plato giratorio que rota sobre su eje central como la Tierra (figura 3-2a). Si sostiene una regla y traza una línea recta a través del disco giratorio, vería una línea recta desde su posición. Si este plato fuera la Tierra, su posición sería el espacio. Sin embargo, la línea que trazaría en el plato giratorio sería en realidad curva. Por consiguiente, desde un punto de vista giratorio, la línea es desviada (figura 3-2c).

Figura 3-2. La fuerza de Coriolis

Lo mismo sucede cuando el viento sopla. Esta fuerza aparente en el viento: •

Aumenta a medida que se incrementa la velocidad del viento

•

Permanece en ángulos rectos en relación con la dirección del viento (véase la figura 3-3)

•

Crece cuando la latitud aumenta (es decir, la fuerza es mayor en los polos y cero en el ecuador)

El efecto de esta fuerza de desviación es que el viento parezca cambiar de dirección en

la Tierra. En realidad, esta se mueve en relación con el viento. Como se muestra en la figura 3-3, los vientos parecen desviarse hacia la derecha en el hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.

Figura 3-3.

La desviación de los vientos de gran escala en los hemisferios norte y sur

Fuerza del gradiente de presión El viento se produce por la tendencia de la naturaleza a corregir las diferencias en la presión atmosférica. Así, el viento soplará de las áreas de presión alta a las de presión baja. La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a la baja se denomina fuerza del gradiente de presión. El gradiente de presión es la tasa y la dirección del cambio de presión. Está representado por una línea trazada en los ángulos derechos de las isobaras, como se muestra en la figura 3-4. Cuando las isobaras se encuentran cerca, los gradientes son inclinados. El viento se moverá más rápidamente a través de isobaras inclinadas. Los vientos son más suaves cuando las isobaras están más alejadas porque la pendiente entre estas no es tan inclinada; por consiguiente, el viento no ejerce tanta fuerza.

Figura 3-4.

Gradientes de presión

La figura 3-4 indica que el viento se desplaza de áreas de presión alta a otras de presión baja pero, debido a la fuerza de Coriolis (efecto de la rotación de la Tierra), el viento no fluye paralelamente con el gradiente de presión. Además, nótese que la dirección del viento superficial (líneas continuas) es diferente de la del viento superior (líneas punteadas), a pesar de tener la misma fuerza de gradiente de presión. Esto se debe a fuerzas de fricción.

Fricción La fricción, la tercera fuerza principal que afecta al viento, empieza a actuar cerca de la superficie terrestre hasta que llega a altitudes aproximadas de 500 a 1.000 m. Esta sección de la atmósfera se denomina capa límite planetaria o atmosférica. Por encima de esta capa, la fricción deja de influir en el viento. La fuerza de Coriolis y la del gradiente de presión se encuentran balanceadas por encima de la capa límite planetaria. Como se indica en la figura 3-5, las fuerzas balanceadas que se producen por encima de la capa donde la fricción influye en el viento crean un viento que sopla paralelamente con las isobaras. Este viento se denomina viento geostrófico. En el hemisferio norte, las presiones bajas se producirán a la izquierda del viento. En el hemisferio sur, sucederá lo contrario.

Figura 3-5. Balance de fuerzas producidas por el viento geostrófico (hemisferio norte)

Dentro de la capa de fricción, la fuerza de Coriolis, la fuerza del gradiente de presión y la fricción ejercen una influencia sobre el viento. El efecto de la fricción sobre el viento aumenta a medida que este se acerca a la superficie terrestre. Además, mientras más accidentada sea la superficie terrestre, mayor será la influencia friccional. Por ejemplo, sobre una área urbana el flujo de aire experimenta más fricción que sobre una gran masa de agua. La fricción no sólo disminuye la velocidad del viento sino que también influye en su dirección. El efecto de la fricción sobre la dirección del viento se debe a la relación existente entre la velocidad del viento y la fuerza de Coriolis. Se debe recordar que esta fuerza es proporcional a la velocidad del viento. Por lo tanto, a medida que este experimenta mayor fricción en altitudes progresivamente bajas dentro de la capa de fricción, su velocidad y la fuerza de fricción disminuyen. Con la fricción, la fuerza de Coriolis decrece en relación con la fuerza del gradiente de presión; esta no equilibra la fuerza de Coriolis como lo hace con el viento geostrófico sobre la capa límite planetaria. Al contrario, la fuerza del gradiente de presión predomina y desplaza el viento hacia la presión baja (véase la figura 3-6). La dirección del viento se dirige hacia la presión baja hasta que el vector resultante de la fuerza friccional y la fuerza de Coriolis equilibran de manera exacta la fuerza del gradiente de presión. A medida que las fuerzas friccionales aumentan, las direcciones del viento giran más bruscamente

hacia la presión baja. Este cambio en la dirección del viento según las diferentes altitudes dentro de la capa de fricción se ilustra en la figura 3-7 y se denomina espiral de Ekman. El giro de la dirección del viento disminuye con la altura hasta que la fricción deja de influir en el flujo del viento, como en el caso del viento geostrófico.

Figura 3-6. La fuerza de Coriolis actúa con la fricción para equilibrar la fuerza horizontal del gradiente de presión

Figura 3-7.

La espiral de Ekman del viento en el hemisferio norte

El efecto de la fricción en el viento influye significativamente en el transporte de los contaminantes del aire. Cuando una pluma de contaminantes del aire emerge de una chimenea, es probable que ascienda a través de la capa límite planetaria (o atmosférica) donde la fricción cambia la dirección del viento con la altura. Esto la dispersará horizontalmente en direcciones distintas. Además, los contaminantes liberados en diferentes alturas de la atmósfera pueden moverse en direcciones diferentes.

Sistemas de presión El movimiento horizontal del aire está determinado por muchas fuerzas. Los vientos superficiales se desplazan en dirección contraria a las agujas del reloj alrededor de los sistemas de presión baja (ciclones) en el hemisferio norte. Este mismo balance de fuerzas conduce el aire en la dirección de las agujas del reloj alrededor de sistemas de presión alta (anticiclones) en el hemisferio norte, lo contrario sucede en el hemisferio sur. La figura 3-8 muestra el flujo de aire relacionado con los sistemas de presión cercanos a la superficie terrestre. En el hemisferio norte, en los niveles superiores de la atmósfera donde se remueven las fuerzas friccionales, el aire se mueve en forma paralela con las isobaras, como se indica en la figura 3-5.

Figura 3-8.Flujo del aire superficial alrededor de sistemas de presión alta y baja en el hemisferio norte

Efectos del sistema de alta presión del Pacífico y del sistema de presión alta de las Bermudas en la contaminación del aire La presencia de anticiclones subtropicales semipermanentes en los principales océanos influye en la dispersión de la contaminación del aire en diversas áreas del mundo. El sistema de presión alta del Pacífico y el de presión alta de las Bermudas constituyen dos ejemplos de sistemas de presión alta de gran escala que afectan la calidad del aire en California del sur y el sudeste de Estados Unidos, respectivamente. Estos sistemas de presión alta son conocidos como semipermanentes porque cambian de posición sólo de verano a invierno. Se forman por el hundimiento del aire en la región sobre las zonas de calmas subtropicales (aproximadamente 30° de latitud). El aire frío en altura (hundimiento) se comprime y calienta a medida que se hunde en estas áreas de presión alta y establece una inversión de temperatura elevada. Esta última se produce cuando existe una capa de aire cálido sobre una de aire frío, lo cual impide el movimiento vertical del aire. El fondo de esta capa de inversión generalmente se aproxima a la superficie mientras más se aleje del centro del anticiclón. Para mayor información sobre inversiones en general e inversiones de subsidencia o de asentamiento en particular, remítase a la lección 4.

Sistema de presión alta del Pacífico En el lado oriental de estos anticiclones semipermanentes, la capa de inversión es reforzada por el flujo del aire que se desplaza en la dirección de las agujas del reloj alrededor del sistema de presión que atrae el aire del norte. El aire se enfría al entrar en contacto con el agua fría del océano. Esta condición afecta el área de California del sur, que está ubicada en el lado oriental del sistema de presión alta del Pacífico. Las inversiones de temperatura, que limitan la mezcla vertical de los contaminantes del aire, son comunes en esta área. Por consiguiente, los contaminantes del aire se pueden acumular en niveles peligrosos en la capa superficial de la atmósfera bajo la capa de inversión.

Sistema de presión alta de las Bermudas En el lado occidental de los anticiclones permanentes, las condiciones son menos severas. El movimiento del aire en la dirección de las agujas del reloj da lugar al flujo del viento de áreas tropicales del sur, donde el aire es cálido y húmedo. El aire que se asienta en estas áreas de alta presión conduce a inversiones de temperatura elevada pero la frecuencia y la fuerza de estas no son tan significativas como las que influyen en las costas occidentales de los continentes debido a la advección del aire cálido. Esta situación es típica en el sudeste de Estados Unidos, donde el sistema de presión alta de las Bermudas, situado en el océano Atlántico, influye en el transporte y la dispersión de los contaminantes.

Circulación general La circulación general representa el flujo promedio de aire alrededor del mundo. Como los vientos pueden variar ampliamente respecto del promedio en cualquier tiempo y lugar, el estudio de los patrones de flujo promedio del viento puede servir para identificar los patrones predominantes de circulación en ciertas latitudes y entender sus causas. Como se observó en la lección 2, la fuerza que impulsa la circulación general es el calentamiento irregular de la superficie terrestre. Las regiones ecuatoriales reciben mucho más energía del sol que las polares. Las variaciones horizontales de la temperatura atmosférica, causadas por el calentamiento irregular, determinan diferencias de presión que dirigen la circulación atmosférica. Dada la complejidad de la circulación mundial del aire, se empezará por estudiar un modelo simple que explica cómo sería dicho proceso sin las complicaciones causadas por la rotación de la Tierra y la irregularidad de su superficie. Si la Tierra no rotara y estuviera compuesta por una superficie sólida uniforme, se podría observar un modelo de circulación muy predecible del ecuador a los polos (véase la figura 3-9). El aire del ecuador, que recibe más radiación solar, sería mayor que el de los polos. Sería más cálido y ligero, y se elevaría debido a la convección. A medida que el aire ecuatorial cálido se eleva, se producen tormentas eléctricas que liberan más calor y hacen que el aire continúe elevándose hasta

que llega a la capa superior de la atmósfera. En este punto, el aire empezaría a moverse hacia las regiones polares y se enfriaría a medida que se traslade. En los polos, el aire frío denso descendería a la superficie y volvería a fluir hacia el ecuador. En el hemisferio norte, el flujo del aire cercano a la superficie estaría siempre fuera del norte porque el aire más frío del polo norte remplazaría al aire cálido, ascendente desde el ecuador.

Figura 3-9.Circulación planetaria hipotética del aire si la Tierra no rotara y si tuviera una superficie uniforme

Sin embargo, la Tierra rota, lo que complejiza este flujo relativamente simple de aire. El efecto de Coriolis es un factor principal que explica los patrones reales del flujo del aire alrededor de la Tierra. A continuación se explicará cómo actúa la fuerza de Coriolis en la circulación planetaria del aire. En el ecuador, el aire cálido se eleva y muchas veces se condensa en grandes nubarrones y tormentas. De este modo, se desarrolla una banda de presión baja alrededor del ecuador. Estas tormentas eléctricas liberan calor, que conduce el aire hacia partes más altas de la atmósfera. Allí, el aire empieza a trasladarse lateralmente hacia los polos y se enfría a medida que se mueve. El aire empieza a convergir o “reunirse” a una altura aproximada de 30° de latitud. La convergencia del aire hace que este se hunda o asiente en esta latitud. Esto determina la divergencia del aire en la superficie terrestre. A medida que el aire se hunde en esta región, el cielo se muestra despejado y los vientos superficiales son

suaves y variables. Las latitudes de 30° se conocen como zonas de calmas subtropicales porque era allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban al Nuevo Mundo. El término correspondiente en inglés es horse latitudes porque, según la leyenda, cuando escaseaban los alimentos y las provisiones, generalmente los tripulantes se comían a los caballos o estos eran arrojados en esta región. De las zonas de calmas subtropicales, una parte del aire superficial regresa al ecuador. Debido al efecto de Coriolis, los vientos soplan desde el nordeste en el hemisferio norte y desde el sudeste en el hemisferio sur. Estos vientos constantes se llaman vientos alisios. Como se puede observar en la figura 3-10, los vientos alisios convergen alrededor del ecuador en una región denominada la zona intertropical de convergencia (ZITC). Este aire ecuatorial convergente se calienta y se eleva a lo largo del ciclo.

Figura 3-10. Circulación atmosférica general En lugar de desplazarse hacia el ecuador, en las latitudes de 30° C, una parte del aire superficial lo hace hacia los polos. La fuerza de Coriolis desvía estos vientos hacia el este en ambos hemisferios. Estos vientos superficiales soplan del oeste al este y se denominan vientos prevalentes del oeste o vientos del oeste en ambos hemisferios. Entre las latitudes de 30° a 60°, los sistemas móviles de presión y las masas de aire asociadas (que se abordarán posteriormente) ayudan a transportar la energía. La mayor parte del aire húmedo de las regiones del sur se desplaza hacia el norte. Esta humedad se condensa y libera la energía que ayuda a calentar el aire en las latitudes del norte.

En las áreas que se encuentran entre las latitudes de 60° y los polos, prevalecen los vientos polares del este. Estos forman una zona de aire frío que sopla hacia el sudeste (hemisferio del norte) y hacia el nordeste (hemisferio del sur) hasta que se encuentran con los del oeste, más cálidos. La interfaz entre los vientos polares del este y los del oeste es el frente polar, que se traslada a medida que ambas masas de aire se presionan entre sí de un lado al otro. El frente polar viaja del oeste al este y ayuda al aire frío a desplazarse hacia el sur y al aire húmedo y cálido, hacia el norte (hemisferio del norte) y, de ese modo, transporta energía calorífica a las regiones polares. A medida que el aire húmedo y cálido, característico de los vientos del oeste, ejerce una presión sobre los del este, fríos y más secos, se desarrolla un clima tempestuoso. Por consiguiente, el frente polar generalmente está acompañado por nubes y precipitaciones. Como se indica en la figura 3-10, las bandas más estrechas de vientos de alta velocidad, conocidas como corrientes de chorro, se desarrollan cuando existen grandes diferencias horizontales de temperatura. Si bien la corriente de chorro varía en tamaño y fuerza, generalmente tiene entre 7,6 y 12,2 km (25.000 y 40.000 pies) sobre la Tierra, y sus velocidades oscilan entre 129 y 193 km (80 y 120 mph) según la latitud y la estación. Estos vientos de gran altitud afectan a los superficiales al mismo tiempo que ayudan a “dirigir” los sistemas superficiales del clima. Si bien la dirección de la corriente de chorro generalmente es de este a oeste alrededor del globo, muchas veces desciende de norte a sur al tiempo que sigue el límite entre el aire cálido y frío.

Masas de aire Las masas de aire son fenómenos de escala macro, que cubren cientos de miles de kilómetros cuadrados y se extienden por miles de metros. Son volúmenes de aire relativamente homogéneos con respecto a la temperatura y a la humedad, y adquieren las características de la región sobre la que se forman y desplazan. Los procesos de radiación, convección, condensación y evaporación condicionan la masa de aire a medida que se desplaza. Además, los contaminantes liberados en una masa de aire se desplazan y dispersan dentro de ella. Las masas de aire son más frecuentes en ciertas regiones. Estas áreas se conocen como regiones de origen y determinan la clasificación de la masa de aire. Las masas de aire se clasifican como marítimas o continentales según tengan su origen en el océano o la Tierra, y como árticas, polares o tropicales según la latitud de su origen. El cuadro 3-1 resume las características de las masas de aire. La figura 3-11 muestra las trayectorias típicas de las masas de aire en Norteamérica. La frontera entre masas de aire con características diferentes se denomina frente. Un frente no es una pared marcada sino una zona de transición que muchas veces abarca varias millas. Los frentes se describen posteriormente en esta lección.

Figura 3-11. Trayectorias de las masas de aire en Norteamérica

Cuadro 3.1 Clasificación de las masas de aire Nombre Ártica

Polar continental*

Polar marítima Tropical continental Tropical marítima

Origen Regiones polares

Propiedades Temperaturas bajas, pero con humedad relativa alta de verano, la más fría de las masas de aire de invierno Áreas continentales Temperaturas bajas (crecientes con el subpolares movimiento hacia el sur), poca humedad, permanece constante Área subpolar y región ártica Temperaturas bajas, crecientes con el movimiento, humedad alta Áreas subtropicales de Temperaturas altas, bajo contenido de presión alta humedad Fronteras meridionales de Temperaturas altas moderadas, áreas oceánicas humedad alta específica y relativa subtropicales de presión alta

Símbolo A

cP

mP cT mT

Nota: El nombre de una masa de aire, por ejemplo polar continental, se puede invertir a continental polar pero el símbolo cP se mantiene para ambos casos. La temperatura es una propiedad básica de las masas de aire. La temperatura de una masa de aire depende de la región donde esta se origina. Las masas árticas de aire son las más frías, y las

tropicales, las más cálidas. La humedad es la segunda propiedad básica de una masa de aire. Desempeña un papel significativo en el tiempo y en el clima, y generalmente se trata independientemente de los demás componentes del aire. En cualquiera de sus formas, la humedad atmosférica es un factor de humedad, nubosidad, precipitación y visibilidad. El vapor de agua y las nubes afectan la transmisión de la radiación tanto hacia como desde la superficie terrestre. A lo largo del proceso de evaporación, el vapor del agua también transporta calor latente al aire, lo cual le da una función en el intercambio de calor (así como en el intercambio de humedad) entre la Tierra y la atmósfera. El agua atmosférica se obtiene por evaporación pero se pierde por precipitación. La atmósfera sólo almacena una fracción de minuto del agua terrestre bajo la forma de nubes y vapor. La cantidad neta de agua presente en la atmósfera al final de cualquier período para una determinada región es una suma algebraica total de la cantidad almacenada en un período previo, la ganancia por evaporación, la ganancia o pérdida por transporte horizontal y la pérdida por precipitación. Esta relación expresa el balance hídrico de la atmósfera.

Frentes Cuatro patrones de frentes –cálido, frío, ocluido y estacionario- se pueden formar por aire de temperaturas diferentes. El frente frío (figura 3-12) es una zona de transición entre el aire cálido y el frío, donde este último se mueve sobre el área previamente ocupada por el cálido. Por lo general, los frentes fríos presentan pendientes de 1:50 a 1:150, lo que significa que por cada kilómetro de distancia vertical cubierta por el frente, habrá de 50 a 150 km de distancia horizontal cubierta. El aumento de aire cálido sobre un frente frío en avance y el enfriamiento expansivo subsiguiente a este aire, conducen a nubosidades y precipitaciones de acuerdo con la posición del frente superficial (el frente superficial es el punto en el que el frente en avance entra en contacto con la Tierra).

Figura 3-12. Frente frío en avance

Los frentes cálidos, por otro lado, separan el aire cálido en avance del aire frío en retirada y presentan pendientes del orden de 1:100 a 1:300 debido a los efectos de fricción del borde de salida del frente. La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente cálido, como se puede observar en la figura 3-13.

Figura 3-13. Frente cálido en avance Cuando emergen frentes fríos y cálidos (y el frente frío se sobrepone al cálido) se forman frentes ocluidos (figura 3-14). Los frentes ocluidos pueden ser llamados oclusiones de frentes cálidos o fríos, como lo indica la figura 3-15. Sin embargo, cualquiera sea el caso, una masa de aire más fría predomina sobre una no tan fría.

Figura 3-14. Frente ocluido

Figure 3-15. Oclusiones de frentes fríos y cálidos Independientemente del tipo de frente ocluido que se aproxime, las nubes y precipitaciones resultantes de tal frente serán similares a las de un frente cálido (figura 3-13). A medida que el frente pasa, las nubes y la precipitación se parecerán a las de un frente frío (figura 3-12). Así, por lo general es imposible distinguir cuándo se aproxima un frente cálido y cuándo lo hace uno ocluido. Las regiones en las que predominan los frentes ocluidos presentan pocas nubes, cantidades mínimas de precipitaciones y pequeños cambios diarios de temperatura. El último tipo de frente es el estacionario. Como su nombre lo indica, las masas de aire alrededor de este frente no se encuentran en movimiento. Será semejante al frente cálido en la figura 3-13 y producirá condiciones climáticas similares. En la figura 3-16, se muestra un mapa con un frente estacionario. Las abreviaturas cP y mT representan las masas de aire de los tipos polar continental y del tropical marítimo. Un frente estacionario puede provocar malas condiciones climáticas que persistan durante varios días.

Figura 3-16. Frente estacionario Las áreas migratorias de presión alta (anticiclones) y de presión baja (ciclones), así como los frentes relacionados con estas últimas son responsables de los cambios climáticos diarios que se producen sobre la mayoría de las regiones de latitud media de la Tierra. Los sistemas de presión baja de latitudes medias se forman a lo largo de superficies frontales que separan masas de aire provenientes de fuentes distintas, con características diferentes en cuanto a la humedad y la temperatura. La configuración de un sistema de presión baja está acompañada por la formación de una onda en el frente, consistente en un frente cálido y uno frío, ambos con un movimiento contrario a las agujas del reloj alrededor del sistema de presión baja. Este sistema se conoce como ciclón. La figura 3-17 muestra el ciclo de vida de un ciclón típico. Como se recordará, los triángulos indican los frentes fríos, y los semicírculos, los cálidos. Las cinco etapas presentadas aquí son: 1. Inicio de la circulación ciclónica 2. Sector cálido bien delimitado entre los frentes 3. Frente frío que se sobrepone al cálido 4. Oclusión (fusión de los dos frentes) 5. Disipación

Figura 3-17. La vida de un ciclón

Entrampamiento frontal Los sistemas frontales están acompañados por inversiones. Las inversiones se producen cuando el aire cálido se eleva sobre el frío y “entrampa” al aire frío por debajo. Cuando se producen estas inversiones, la circulación del aire es relativamente escasa y el aire se estanca también de manera relativa. Este entrampamiento frontal se puede producir ya sea con frentes cálidos o con fríos. Como por lo general un frente cálido se desplaza más lentamente que uno frío y su superficie frontal se agita de manera más gradual, el entrampamiento generalmente será más importante con un frente cálido. Además, las velocidades del viento de bajo nivel y superficial delante de un frente cálido (dentro del sector entrampado) generalmente serán inferiores a las velocidades del viento detrás de un frente frío. La mayor parte del entrampamiento frontal cálido se producirá de norte a oeste desde una determinada fuente contaminante, y el entrampamiento frontal frío de sur a este desde la fuente.

Influencias topográficas Las características físicas de la superficie terrestre se denominan rasgos del terreno o topografía. Los rasgos topográficos no sólo influyen en el calentamiento de la Tierra y del aire que la rodea sino también en el flujo del aire. Los rasgos del terreno, como se podría esperar, afectan sobre todo el flujo del aire relativamente cercano a la superficie terrestre. Como se indica en la figura 3-18, estos rasgos se pueden agrupar en cuatro categorías: plano, montaña/valle, tierra/agua y áreas urbanas.

Figura 3-18. Topografía

Los rasgos topográficos afectan la atmósfera de dos maneras, como se muestra en la figura 319: térmicamente (a través del calor) y geométricamente (o mecánicamente). La turbulencia térmica se produce por el calentamiento diferencial. Los objetos emiten calor en tasas distintas. Por ejemplo, un área con pasto no tendrá capacidad de absorción y, en consecuencia, liberará tanto calor como una playa de estacionamiento asfaltada. La turbulencia mecánica es causada por el viento que fluye sobre objetos de tamaños y formas diferentes. Por ejemplo, el flujo del viento que rodea un edificio será diferente del de un maizal.

Figura 3-19. Los efectos topográficos en el calor y en flujo del viento

Terreno plano Si bien una pequeña parte de la superficie terrestre es completamente plana, algunas áreas se consideran como planas para propósitos topográficos. En esta categoría están incluidos los océanos, aunque tienen una textura de superficie, y los rasgos ligeramente ondulantes del terreno (figura 3-20)

Figura 3-20. Terreno plano

La turbulencia del viento sobre un terreno plano está limitada a la cantidad de accidentes de la superficie, ya sean naturales o hechos por el hombre. El cuadro 3-2 presenta una lista de los elementos superficiales, desde los rasgos de superficies lisas con poca influencia friccional hasta los rasgos accidentados con amplia influencia friccional.

Cuadro 3-2. Ejemplos de diferentes superficies accidentadas (enumeradas en orden de muy lisas a muy accidentadas) Llanura arcillosa, hielo Mar en calma Arena Planicie, cubierta de nieve Césped cortado Césped bajo, estepa Terreno plano y en barbecho Césped alto Bosques con árboles bajos Bosques con árboles altos Afueras de la ciudad Ciudad Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979.

Estos rasgos inducen un efecto friccional en la velocidad del viento y producen el conocido perfil del viento con altura (figura 3-21). La figura 3-21 indica que la velocidad del viento aumenta con la altitud en cada uno de los tres tipos de terrenos representados. Las áreas urbanas con construcciones densas y edificios altos ejercen una fuerza friccional grande sobre el viento haciendo que disminuya, cambie de dirección y se haga más turbulento. Por consiguiente, los vientos de gradiente (esto es, los que no se ven afectados por la fricción) alcanzan mayores altitudes cuando se producen sobre áreas urbanas que cuando lo hacen sobre el nivel del suelo.

Figura 3-21. Ejemplos de la variación del viento según la altura sobre superficies con diferentes rasgos topográficos (las figuras son porcentajes de los vientos de gradiente). Fuente: Turner, 1970.

La turbulencia térmica sobre un terreno plano se debe a rasgos naturales o producidos por el hombre. Por ejemplo, el agua no se calienta tan rápidamente durante el día pero el concreto lo hace excepcionalmente bien. Durante la noche, el concreto libera grandes cantidades de calor al aire, el agua no. El aire se eleva sobre los objetos calentados en cantidades variables (figura 322). Como se observó en la lección 2, el fenómeno que se presenta cuando el aire se eleva se llama convección.

Figura 3-22. Calentamiento diferencial

Montaña/valle El segundo tipo es el terreno con montañas y valles. Esta combinación, representada en la figura 3-23, también se denomina terreno complejo.

Figura 3-23. Terreno complejo con montañas y valles

Los investigadores de la contaminación del aire concuerdan en que la dispersión atmosférica en los terrenos complejos puede ser muy diferente y mucho más complicada que en los terrenos planos. Los efectos del terreno complejo en la dispersión atmosférica han sido investigados en modelos de fluidos y por medio de experimentos de campo. La turbulencia mecánica en terrenos con montañas y valles siempre depende del tamaño, la forma y la orientación de los rasgos. Las numerosas combinaciones de terrenos montañosos o con valles incluyen una sola montaña sobre un terreno plano, un valle profundo entre montañas, un valle en terreno plano o una cordillera. Sin embargo, como se indica en la figura 3-24, el aire tiende a elevarse sobre un obstáculo que se presenta en su camino y una parte trata de abrirse paso por los diferentes lados. Si una inversión de temperatura elevada (aire cálido sobre aire frío) cubre la mayor elevación, entonces el aire tratará de encontrar su camino por los costados de la montaña. Cuando el flujo de aire es bloqueado, se produce un entrampamiento o recirculación del aire. Durante la noche, los cerros y las montañas producen flujos de vientos descendientes porque el aire es más frío en grandes elevaciones. Por lo general, los vientos descendientes son ligeros. Sin embargo, bajo condiciones correctas, se pueden producir vientos más rápidos.

Figura 3-24. Flujo de viento sobre y alrededor de las montañas La turbulencia térmica en un terreno con montañas y valles también guarda relación con el tamaño, la forma y la orientación de los rasgos. Si bien no es posible explicar todas las combinaciones, se pueden presentar algunas generalidades. Las montañas y los valles se calientan de manera desigual debido al movimiento del sol en el cielo (figura 3-25). Por la mañana, el sol calienta e ilumina un lado de una montaña o valle. El otro lado todavía esta oscuro y frío. El aire se eleva sobre el lado iluminado y desciende sobre el oscuro. Al mediodía, “cae” sobre ambos lados y los calienta. Al final de la tarde, la situación es similar a la de la mañana. Después de la oscuridad, a medida que el aire se enfría debido al enfriamiento radial, el aire desciende al valle desde las colinas más altas. La figura 3-26 muestra vientos descendentes y ascendentes que se producen durante el día y la noche, respectivamente. En el caso de un valle, los vientos descendentes se pueden producir en las pendientes opuestas del valle, lo que determina que el aire frío y denso se acumule o deposite en el suelo. Este aire frío se puede descender hacia el valle y causar el movimiento del aire debido al drenaje de aire frío. Además, como el aire frío desciende al suelo del valle, el aire en altura se vuelve más cálido. Esto da lugar a una inversión de temperatura que restringe el transporte vertical de los contaminantes del aire (fenómeno discutido en la lección 4).

Figure 3-25. Turbulencia térmica en el valle (el aire se eleva cuando la Tierra se ilumina)

Figura 3-26.

Variaciones diurnas en el flujo del viento en montañas y valles debido al calentamiento solar.

Además, los vientos de un valle están encadenados debido a su forma. Los vientos soplan predominantemente hacia la parte superior o hacia la parte baja del valle. Esto puede conducir a concentraciones altas de contaminantes del aire en el suelo debido a que la geometría del valle restringe las variaciones en la dirección del viento. El otro efecto del calentamiento se debe a las características del suelo. Las áreas cubiertas por árboles se calentarán menos que las pendientes rocosas o los terrenos llanos. Para interpretar el efecto producido en un terreno complejo es importante tener un conocimiento detallado de las áreas específicas que lo conforman.

Tierra/agua El tercer tipo de terreno es una interfaz de Tierra/agua (figura 3-27). En parte debido a la comodidad, muchas ciudades grandes están ubicadas cerca de cuerpos de agua. La tierra y el agua no sólo presentan superficies con accidentes de diferentes características, sino también distintas propiedades de calentamiento. Puede ser muy difícil predecir el flujo del aire y, por lo tanto, la dispersión y el transporte de las plumas en este caso.

Figura 3-27. Turbulencia térmica en la interfaz Tierra/agua Las propiedades térmicas de la Tierra y el agua son radicalmente diferentes. La tierra y los objetos que se encuentran sobre ella se calentarán y enfriarán rápidamente; el agua lo hace lentamente. Las temperaturas del agua no varían mucho de un día a otro o de una semana a otra. Experimentan cambios estacionales, con un retraso máximo de 60 días. Por ejemplo, las temperaturas oceánicas más cálidas se producen desde fines del verano hasta inicios del otoño y las más frías, desde fines del invierno hasta inicios de la primavera. Mientras el sol brilla sobre la interfaz Tierra/agua, la radiación solar penetra varios pies a través del agua. Por otro lado, la radiación solar que cae sobre la Tierra sólo calentará las primeras pulgadas. Además, mientras el sol brilla sobre la superficie acuática, se produce la evaporación y cierto calentamiento. La capa delgada del agua cercana al aire se enfría debido a la evaporación y se mezcla con la pequeña capa superficial calentada. Esta mezcla mantiene la temperatura del agua relativamente constante. Por otro lado, las superficies de la Tierra se calientan rápidamente, lo que hace que el aire adyacente se caliente, se haga menos denso y se eleve. El aire frío sobre el agua es atraído Tierra adentro. Es lo que se conoce como “brisa marina” (figura 3-28). Por la noche, el aire que está sobre la Tierra se enfría rápidamente debido al enfriamiento radial, que hace que la temperatura de la Tierra disminuya más rápidamente que la del cuerpo adyacente de agua. Esto crea un flujo de retorno llamado “brisa terrestre” (figura 3-29). Las velocidades del viento en una brisa terrestre son ligeras; mientras que las velocidades del viento en el mar pueden ser muy aceleradas. La presión diferencial sobre la tierra y el agua causa las brisas marinas. Con estas (durante el día), la presión sobre la

Tierra calentada es menor que la presión sobre el agua más fría. En cambio, con las brisas terrestres (durante la noche) ocurre lo contrario.

Figura 3-28. Brisa marina causada por el calentamiento diferencial

Figura 3-29. Brisa terrestre causada por el calentamiento diferencial

Los accidentes de la Tierra y el agua también son diferentes (figura 3-30). La superficie del agua es bastante sensible al flujo del aire. A medida que aumenta la velocidad del viento, la superficie del agua se altera y se forman olas. Cuando los vientos fuertes causan olas, la superficie del agua deja de ser tan calma como cuando había viento ligero. Sin embargo, el agua es aún más suave que la mayoría de los rasgos de la Tierra. Debido al cambio del agua relativamente suave- a la accidentada tierra, el flujo del aire cambia de dirección con la creciente influencia friccional (mayor turbulencia). La magnitud del cambio de dirección depende de la del contraste de accidentes en la superficie.

Figura 3-30. Turbulencia mecánica en la interfaz Tierra/agua.

Áreas urbanas Las áreas urbanas presentan accidentes adicionales y características térmicas diferentes debido a la presencia de elementos hechos por el hombre. La influencia térmica domina la de los componentes friccionales (figura 3-31). Materiales de construcción como el ladrillo y el concreto absorben y retienen el calor de manera más eficiente que el suelo y la vegetación de las áreas rurales. Cuando el sol se pone, el área urbana continúa irradiando calor desde los edificios, las superficies pavimentadas, etc. El aire que este complejo urbano calienta, asciende y crea un domo sobre la ciudad. Este fenómeno se llama efecto de la isla calórica. La ciudad emite calor durante toda la noche. Recién cuando el área urbana empieza a enfriarse, sale el sol y empieza a calentar el complejo urbano nuevamente. Por lo general, debido al continuo calentamiento, las áreas urbanas nunca recobran condiciones estables.

Figura 3-31. Turbulencia térmica y mecánica de las ciudades

La turbulencia mecánica sobre las áreas urbanas es muy parecida a la que se produce en un terreno complejo. Los edificios, separados y en conjunto, alteran el flujo del aire: mientras más altos sean, más aire se distribuye. Además, las áreas públicas canalizan y dirigen el flujo de maneras intrincadas. Así como es imposible predecir detalles exactos sobre superficies con montañas y valles, se carece de una descripción exacta del flujo en las áreas urbanas.

Ejercicio de revisión 1.

El calentamiento del aire a. b.

su presión.

Aumenta Disminuye

2.

Las líneas que representan puntos de igual presión se llaman _________________________ .

3.

Debido a la rotación de la Tierra, la fuerza de Coriolis hace que el viento parezca girar hacia la en el hemisferio norte. a. b.

4.

Derecha Izquierda

En realidad, en relación con la fuerza de Coriolis, el viento sigue un camino _________ mientras que la Tierra rota. a. b.

Curvo Recto

5.

Los vientos fuertes están relacionados con isobaras espaciadas _______________________ .

6.

La pendiente entre las isobaras refleja la _________________________________________ .

7.

El viento geostrófico: a. b. c. d. e.

Se produce sobre la capa límite planetaria. Sopla perpendicularmente a las isobaras. Es influido por la fricción. Sólo a y b. a, b y c.

8.

La sección de la atmósfera más cercana a la superficie terrestre donde la fricción influye en el viento se denomina capa __________________ _________________ .

9.

¿Cuál de las siguientes afirmaciones sobre la relación entre la fricción y el efecto de Coriolis es correcta? a.

A medida que la fricción aumenta, el efecto de Coriolis sobre la dirección del viento disminuye. b. A medida que la fricción aumenta, el efecto de Coriolis sobre la dirección del viento

c.

aumenta. No existe ninguna relación entre la fricción y el efecto de Coriolis sobre el viento.

10. El cambio en la dirección del viento en altitudes diferentes dentro de la capa de fricción se denomina ___________________ _____________________ ___________________ . 11. En el hemisferio Sur, la dirección del flujo del aire alrededor de un ciclón es ________ . a. b.

En dirección de las agujas del reloj. En dirección contraria a las agujas del reloj.

12. El flujo de aire de la superficie en un área de baja presión _________________________ . a. b.

Converge Diverge

13. ¿Verdadero o falso? El aire convergente en el ecuador se denomina zona de convergencia intertropical. a. b.

Verdadero Falso

14. Las bandas de vientos de alta velocidad en la atmósfera superior se denominan: _______ . 15. Los frentes generalmente separan _____________________ __________________ . 16. La uniformidad de una masa de aire se basa en dos características físicas. ¿Cuáles son? ___________________________________. 17. Los nombres de las masas de aire surgen de las regiones de donde provienen, según su origen en _______________________ o y su _______________ . 18. Mencione dos masas de aire de la Tierra. ___________________________________. . 19. Los frentes a. b. c.

avanzan como una cuña empinada de aire.

Cálidos Fríos Ocluidos

20. Los frentes

separan el aire cálido en avance del aire frío en retirada.

a. b. c.

Cálidos Fríos Ocluidos

21. Por lo general, los frentes posición del frente superficial. a. b.

presentan nubes y precipitaciones que siguen la

Cálidos Fríos

22. La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente ________________ . a. b. c. d.

Cálido Ocluido Estacionario Cálido, ocluido o estacionario

23. Vincule los siguientes símbolos con los frentes que representan.

• • • •

Ocluido Cálido Estacionario Frío

24. ¿Verdadero o falso? El entrampamiento frontal generalmente es peor con frentes cálidos que con frentes fríos porque los primeros generalmente se mueven más lentamente y sus superficies se inclinan de manera más gradual. a. b.

Verdadero Falso

25. ¿Verdadero o falso? La fricción no afecta a los vientos de gradiente. a.

Verdadero

b.

Falso

26. ¿Verdadero o falso? Las áreas urbanas presentan accidentes adicionales en sus superficies debido a la presencia de elementos hechos por el hombre. a. b.

Verdadero Falso

Respuestas del ejercicio de revisión 1.

a.

Aumenta

El calentamiento del aire aumenta su presión. 2.

Isobaras Las líneas que representan puntos de presión igual se llaman isobaras.

3.

a.

Derecha

Debido a la rotación de la Tierra, la fuerza de Coriolis hace que el viento parezca girar hacia la derecha en el hemisferio norte. 4.

b. Recto En realidad, en relación con la fuerza de Coriolis, el viento sigue un camino recto mientras la Tierra rota.

5.

cercanas Los vientos fuertes están relacionados con isobaras espaciadas cercanas.

6.

Gradientes de presión La pendiente entre las isobaras refleja el gradiente de presión.

7.

a.

Se produce sobre la capa límite planetaria

El viento geostrófico se produce sobre la capa límite planetaria. Este sopla paralelamente a las isobaras. 8.

Capa límite planetaria (o capa límite atmosférica) La sección de la atmósfera más próxima a la superficie terrestre donde la fricción influye en el viento se denomina capa límite planetaria o atmosférica.

9.

a.

A medida que la fricción aumenta, disminuye el efecto de Coriolis sobre la dirección del viento.

A medida que la fricción aumenta, la velocidad del viento disminuye. Esto se explica porque la fuerza de Coriolis es proporcional a la velocidad del viento; así, cuando el efecto de

Coriolis sobre la dirección del viento disminuye, la velocidad del viento también lo hace. 10. Espiral de Ekman El cambio en la dirección del viento en altitudes diferentes dentro de la capa de fricción se denomina espiral de Ekman. 11. a.

En dirección de las agujas del reloj

En el hemisferio Sur, el flujo del aire alrededor de un ciclón es en dirección a las agujas del reloj. 12. a.

Converge

El flujo de aire de la superficie en un área de baja presión converge. 13 a.

Verdadero

El aire convergente en el ecuador se conoce como zona de convergencia intertropical. 14. Corrientes de chorro Las bandas de vientos de alta velocidad en la capa superior de la atmósfera se denominan corrientes de chorro. 15. Masas de aire Los frentes generalmente separan las masas de aire. 16. Temperatura Humedad La uniformidad de una masa de aire se basa en dos características físicas: la temperatura y el contenido de humedad. 17. Tierra Mar Latitud Los nombres de las masas de aire surgen de las regiones de donde provienen, según el origen en la tierra o el mar y según su latitud.

18. Continental polar

Continental tropical Las masas de aire de Tierra firme son continental polar (cP) y continental tropical (cT). 19. b. Frío Los frentes fríos avanzan como una cuña empinada de aire. 20. a.

Cálido

Los frentes cálidos separan el aire cálido en avance del aire frío en retirada. 21. b. Frío Por lo general, los frentes fríos presentan nubes y precipitaciones que siguen la posición del frente superficial. 22. d. Cálido, ocluido o estacionario La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente cálido, ocluido o estacionario. 23. a. b. c. d.

Frío Cálido Ocluido Estacionario

24. a. Verdadero El entrampamiento frontal generalmente es peor con frentes cálidos que con frentes fríos porque los primeros se suelen mover más lentamente y sus superficies se inclinan de manera más gradual. 25. a.

Verdadero

La fricción no afecta a los vientos de gradiente. 26. a.

Verdadero

Las áreas urbanas presentan accidentes adicionales en sus superficies debido a la presencia de elementos hechos por el hombre.

Bibliografía Drake, R.L. y otros, 1979. Mathematical Models for Atmospheric Pollutants. EA-1131. Preparado para el Electric Power Research Institute. Houghton, D.D., 1985. Handbook of Applied Meteorology. Nueva York: John Wiley & Sons. Demillio, R., 1994. How Weather Works. Emeryville, California: Ziff David Press. Stern, A.C. y otros, 1984. Fundamentals of Air Pollution. 2da. Edición. Nueva York: Academic Press. Turner, D.B., 1970. Workbook of Atmospheric Dispersion Estimates. EPA AP-26. U.S. Environmental Protection Agency. Williams, J., 1992. The Weather Book. USA Today. Nueva York: Random House.

Lección 4 Circulación vertical y estabilidad atmosférica En esta lección se describe la estructura vertical de la atmósfera, la estabilidad atmosférica y su correspondiente circulación vertical. Para facilitar la explicación de las condiciones atmosféricas que afectan la dispersión de los contaminantes del aire, se introducen diagramas adiabáticos.

Meta Familiarizar al lector con la estructura vertical de la temperatura atmosférica y su relación con la dispersión de las plumas.

Objetivos Al concluir esta lección, estará capacitado para: 1. Explicar el concepto de flotabilidad. 2. Definir el gradiente vertical de la temperatura y distinguir entre gradientes verticales adiabáticos secos, adiabáticos húmedos y ambientales. 3. Describir las condiciones estables, inestables y neutrales. 4. Identificar la categoría de estabilidad atmosférica representada en un diagrama adiabático. 5. Describir cómo influyen la estabilidad atmosférica y las inversiones en la dispersión de los contaminantes del aire. 6. Describir cómo se forman los cuatro tipos de inversiones. 7. Enumerar cinco tipos de plumas según su comportamiento y relacionarlos con las condiciones atmosféricas.

Introducción En la lección anterior se revisó la circulación horizontal de la atmósfera. La circulación vertical es igualmente importante en la meteorología de la contaminación atmosférica ya que el grado en que se produce permite determinar la cantidad de aire disponible para la dispersión de los contaminantes. La circulación vertical se puede atribuir a sistemas de presión alta y baja, a la elevación del aire sobre terrenos o frentes y a la convección. Para comprender los mecanismos y las condiciones de la circulación vertical, es necesario conocer algunos de sus principios básicos. Por lo tanto, antes de abordar la inestabilidad, la estabilidad y el comportamiento de la pluma, presentaremos estos principios. También discutiremos la inversión, fenómeno en el que la temperatura del aire aumenta con la altura.

Principios relacionados con la circulación vertical Porción de aire A lo largo de la lección, se tratará el concepto de porción de aire. Esta porción, teóricamente infinitesimal, es un cuerpo nítido de aire (un número constante de moléculas) que actúa como un todo. Pero al ser independiente, no se mezcla fácilmente con el aire circundante. El intercambio de calor entre la porción de aire y sus alrededores es mínimo y su temperatura, generalmente uniforme. Una porción de aire es análoga al aire contenido en un globo.

Factores de flotabilidad La temperatura y la presión atmosférica influyen en la flotabilidad de las porciones de aire. Mientras otras condiciones permanecen constantes, la temperatura del aire (un fluido) se eleva a medida que la presión atmosférica aumenta y decrece a medida que esta disminuye. En lo que respecta a la atmósfera, en la cual la presión del aire decrece con una altitud mayor, la temperatura normal de la troposfera disminuye con la altura. Una porción de aire que se vuelve más cálida que el aire circundante (por la irradiación de calor de la superficie terrestre, por ejemplo), comienza a expandirse y enfriarse ya que la temperatura de la porción es mayor que el aire circundante, es también menos densa. Esto hace que la porción se eleve o flote. Al elevarse, también se expande, con lo cual disminuye su presión y, por lo tanto, también su temperatura. El enfriamiento inicial de una porción de aire produce el efecto contrario. Es decir, mientras que el aire cálido se eleva y enfría, el aire frío desciende y se calienta. El grado en el que una porción de aire se eleva o desciende depende de la relación

existente entre su temperatura y la del aire circundante. Mientras más alta sea la temperatura de la porción de aire, esta se elevará, mientras más fría, descenderá. Cuando la temperatura de la porción de aire y la del aire circundante son iguales, la porción no se elevará ni descenderá a menos que sea bajo la influencia del flujo del viento.

Gradiente vertical de temperatura El gradiente vertical de temperatura se define como el gradiente en el que la temperatura del aire cambia con la altura. El verdadero gradiente vertical de temperatura de la atmósfera es aproximadamente de 6 a 7 °C por km (en la troposfera) pero varía mucho según el lugar y la hora del día. Una disminución de temperatura con la altura se define como un gradiente vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura como uno positivo. El comportamiento de la atmósfera cuando el aire se desplaza verticalmente depende de la estabilidad atmosférica. Una atmósfera estable resiste la circulación vertical; el aire que se desplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posición inicial. Esta característica de la atmósfera le confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire. Para comprender la estabilidad atmosférica y su importancia en la dispersión de la contaminación, es fundamental al entender los mecanismos de la atmósfera porque están relacionados con la circulación atmosférica vertical.

Gradiente adiabático seco Una porción de aire en su mayor parte no intercambia calor traspasando sus fronteras. Por consiguiente, una porción de aire más cálida que el aire circundante no transfiere calor a la atmósfera. Cualquier cambio de temperatura producido en la porción de aire se debe a aumentos o disminuciones de la actividad molecular interna. Estas modificaciones se producen adiabáticamente y se deben sólo al cambio de la presión atmosférica provocado por el movimiento vertical de la porción de aire. Un proceso adiabático es aquel en el que no se produce transferencia de calor ni de masa a través de las fronteras de la porción de aire. En este proceso, la compresión da lugar al calentamiento, y la expansión al enfriamiento. Una porción de aire seco que se eleva en la atmósfera se enfría en el gradiente adiabático seco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un gradiente vertical de –9,8 °C/1.000 m. De manera similar, una porción de aire seco que se hunde en la atmósfera se calienta en el gradiente adiabático seco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un gradiente vertical de 9,8 °C/1.000 m. En este contexto, se considera que el aire es seco ya que el agua que contiene permanece en estado gaseoso. El gradiente vertical adiabático seco es fijo, totalmente independiente de la temperatura del aire ambiental. Siempre que una porción de aire seco ascienda en la atmósfera, se enfriará en el gradiente de 9,8 °C/1.000 m, independientemente de cuál haya sido su temperatura inicial

o la del aire circundante. Como se verá más adelante, el gradiente vertical adiabático seco es fundamental en la definición de la estabilidad atmosférica. Un diagrama adiabático simple demuestra la relación entre la elevación y la temperatura. En la figura 4-1, las líneas punteadas indican el gradiente vertical adiabático seco con diversas temperaturas al inicio y a lo largo del eje horizontal. Se debe recordar que la pendiente de la línea permanece constante, independientemente de su temperatura inicial en el diagrama.

Figura 4-1. Gradiente vertical adiabático seco

Gradiente vertical adiabático húmedo Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vapor de agua seguirá enfriándose en el gradiente vertical adiabático seco hasta que alcance su temperatura de condensación o punto de rocío. En este punto, la presión del vapor de agua iguala a la del vapor de saturación del aire y una parte del vapor de agua se comienza a condensar. La condensación libera calor latente en la porción de aire y, por consiguiente, el gradiente de enfriamiento de la porción disminuye. La figura 4-2 ilustra este nuevo gradiente, conocido como gradiente vertical adiabático húmedo. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no es constante pero depende de la temperatura y la presión. Sin embargo, en la mitad de la troposfera, se estima un gradiente aproximado de 6 a 7 °C/1.000 m.

Figura 4-2. Gradiente vertical adiabático húmedo

Gradiente ambiental Como se dijo anteriormente, el verdadero perfil de la temperatura del aire ambiental muestra el gradiente vertical del ambiente. Este, algunas veces denominado gradiente vertical prevalente o atmosférico, es el resultado de complejas interacciones complejas producidas por factores meteorológicos y generalmente se considera que consiste en una disminución en la temperatura con la altura. Es particularmente importante para la circulación vertical, ya que la temperatura del aire circundante determina el grado en el que una porción de aire se eleva o desciende. Como se indica en la figura 4-3, el perfil de la temperatura puede variar considerablemente con la altitud; algunas veces puede alcanzar gradientes mayores que el adiabático seco y en otras ocasiones, menores. El fenómeno producido cuando la temperatura aumenta con la altitud se conoce como inversión de la temperatura. En la figura 4-4, esta inversión se produce en elevaciones de 200 a 350 m. Esta situación es importante principalmente en la contaminación del aire porque limita la circulación vertical de este.

Figura 4-3. Gradiente vertical ambiental

Figura 4-4. Inversión de la temperatura

Altura de mezcla Recuerde la analogía de la porción de aire con un globo. La figura 4-5 indica tres maneras en que el gradiente adiabático influye en la flotabilidad. En cada situación asuma que el globo se infla con aire a 20 °C en el nivel del suelo y luego es impulsado manualmente a una altura de 1 km (por ejemplo, por el viento sobre la cresta de una montaña). El aire del globo se expandirá y enfriará a aproximadamente 10 °C. La elevación o caída del globo debido a la descarga depende de la temperatura y la densidad del aire circundante. En la situación “A”, el globo se elevará porque permanece más cálido y menos denso que el aire circundante. En la situación “B”, se hundirá porque es más frío y denso. En la situación “C”, no se moverá porque tiene la misma temperatura y densidad que el aire circundante.

Figura 4-5. Relación del gradiente adiabático con la temperatura del aire Los mismos principios se aplican para las condiciones reales de la atmósfera cuando una porción de aire se calienta cerca de la superficie y se eleva, y otra desciende para tomar su lugar. La relación entre el gradiente vertical adiabático y el gradiente vertical ambiental debería ser visible entonces. Este último controla el grado en el que una porción de aire puede elevarse o descender. En un diagrama adiabático, como el de la figura 4-6, el punto en el que la porción de aire que se enfría en el gradiente vertical adiabático seco intersecta la “línea” perfil de la temperatura ambiental se conoce como altura de mezcla. Este es el nivel máximo al que la porción de aire puede ascender. Cuando no se produce ninguna intersección (cuando el gradiente vertical ambiental es mucho mayor que el gradiente vertical adiabático), la altura de mezcla se puede extender a mayores alturas en la atmósfera. El aire que se encuentra debajo de la altura de mezcla conforma la capa de mezclado. Mientras más profunda sea esta capa, mayor será el volumen de aire disponible para la dispersión de los contaminantes.

Figura 4-6. Altura de mezcla

Estabilidad atmosférica El grado de estabilidad atmosférica se determina a partir de la diferencia de temperatura entre una porción de aire y el aire circundante. Este contraste puede causar el movimiento vertical de la porción (esto es, su elevación o caída). Este movimiento se caracteriza por cuatro condiciones básicas que describen la estabilidad general de la atmósfera. En condiciones estables, el movimiento vertical se inhibe, mientras que en condiciones inestables la porción de aire tiende a moverse continuamente hacia arriba o hacia abajo. Las condiciones neutrales no propician ni inhiben el movimiento del aire después del gradiente de calentamiento o enfriamiento adiabático. Cuando las condiciones son extremadamente estables, el aire frío cercano a la superficie es “entrampado” por una capa de aire cálido sobre este. Esta condición, denominada inversión, prácticamente impide la circulación vertical del aire. Estas condiciones están directamente relacionadas con las concentraciones de contaminantes en el aire ambiental.

Condiciones inestables Recuerde que una porción de aire que empieza a elevarse se enfriará en el gradiente adiabático seco hasta que alcance su punto de rocío, en el que se enfriará en el gradiente adiabático húmedo. Esto supone que la atmósfera circundante tiene un gradiente vertical mayor que el gradiente vertical adiabático (con un enfriamiento a más de 9,8 °C/1.000 m), de modo que la porción que se eleva seguirá siendo más cálida que el aire circundante. Este es un gradiente superadiabático. Como se indica en la figura 4-7, la diferencia de temperatura entre el verdadero gradiente vertical de temperatura del ambiente y el gradiente vertical

adiabático seco en realidad aumenta con la altura, al igual que la flotabilidad.

Figura 4-7.

Aumento de la flotabilidad relacionado con la inestabilidad (gradiente vertical superadiabático)

A medida que el aire se eleva, el aire más frío se mueve por debajo. La superficie terrestre puede hacer que se caliente y empiece a elevarse nuevamente. Bajo estas condiciones, la circulación vertical en ambas direcciones aumenta y se produce una mezcla vertical considerable. El grado de inestabilidad depende de la importancia de las diferencias entre los gradientes verticales ambientales y los adiabáticos secos. La figura 4-8 muestra condiciones ligeramente inestables y condiciones muy inestables.

Figura 4-8. Condiciones inestables

Las condiciones inestables más comunes se producen durante los días soleados con vientos de bajas velocidades y fuerte insolación. La Tierra absorbe rápidamente el calor y transfiere parte de este a la capa de aire superficial. Si las propiedades térmicas de la superficie son uniformes, es posible que exista una masa flotante de aire, o numerosas porciones de aire si dichas propiedades varían. Cuando el aire se calienta, se vuelve menos denso que el aire circundante y se eleva. Otra condición que puede conducir a la inestabilidad atmosférica es la producción de ciclones (sistema de presión baja), caracterizados por aire ascendente, nubes y precipitación.

Condiciones neutrales Cuando el gradiente vertical de la temperatura del ambiente es el mismo que el gradiente vertical adiabático seco, la atmósfera se encuentra en estabilidad neutral (figura 4-9). Estas condiciones no estimulan ni inhiben el movimiento vertical del aire. La condición neutral es importante porque constituye el límite entre las condiciones estables y las inestables. Se produce durante los días con viento o cuando una capa de nubes impide el calentamiento o enfriamiento fuerte de la superficie terrestre.

Figura 4-9. Condiciones neutrales

Condiciones estables Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente vertical adiabático (se enfría a menos de 9,8 °C/1.000 m), el aire es estable y resiste la circulación vertical. Este es un gradiente vertical subadiabático. El aire que se eleva verticalmente permanecerá más frío y, por lo tanto, más denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza de elevación, el aire que se elevó regresará a su posición original (figura 4-10). Las condiciones estables se producen durante la noche, cuando el viento es escaso o nulo.

Figura 4-10. Condiciones estables

Estabilidad e inestabilidad condicional En la discusión previa sobre la estabilidad y la inestabilidad, hemos asumido que una porción de aire ascendente se enfría en el gradiente vertical adiabático seco. Sin embargo, muchas veces la porción de aire se satura (alcanza su punto de rocío) y empieza a enfriarse más lentamente en el gradiente vertical adiabático húmedo. Este cambio en el gradiente de enfriamiento puede modificar las condiciones de estabilidad. La inestabilidad condicional se produce cuando el gradiente vertical ambiental es mayor que el gradiente vertical adiabático húmedo pero menor que el gradiente seco. La figura 4-11 ilustra esta situación. Las condiciones estables se producen hasta el nivel de condensación y las inestables, sobre este.

Figura 4-11.

Estabilidad condicional

Ejemplos de condiciones de estabilidad atmosférica La figura 4-12 representa las diversas categorías de estabilidad. La finalidad de estas analogías es ilustrar las diferentes condiciones de estabilidad atmosférica. La figura 4-12 (a) describe condiciones atmosféricas estables. Nótese que cuando se elimina la fuerza de elevación, el carro regresa a su posición original. Como el carro resiste el desplazamiento de su posición original, se trata de un ambiente estable. La figura 4-12 (b) describe condiciones neutrales. Cuando se ejerce una fuerza sobre el carro, este se mueve mientras la fuerza se mantenga. Cuando esta es eliminada, el carro se detiene y permanece en su nueva posición. Esta condición representa la estabilidad neutral. La figura 4-12 (c) describe condiciones inestables. Una vez que se ha ejercido una fuerza sobre el carro, este continúa moviéndose incluso después de que se ha eliminado la fuerza.

Figura 4-12.

Condiciones de estabilidad atmosférica

Inversiones Una inversión se produce cuando la temperatura del aire aumenta con la altura. Esta situación es muy común pero generalmente está confinada a una capa relativamente superficial. Las plumas emitidas a las capas de aire que experimentan una inversión (capas invertidas) no se dispersan mucho al ser transportadas por el viento. Las plumas emitidas por encima o por debajo de una capa invertida no penetran en ella sino que quedan entrampadas. La figura 4-13 presenta un ejemplo del gradiente vertical para una inversión. Por lo general, las altas concentraciones de contaminantes del aire están relacionadas con las inversiones ya que estas inhiben la dispersión de las plumas. Los cuatro tipos de inversión principales se deben a diversas interacciones atmosféricas y presentan diferentes períodos de duración.

Figura 4-13 Temperatura de inversión

Inversión por radiación La inversión por radiación es el tipo más común de inversión superficial y se produce con el enfriamiento acelerado de la superficie terrestre. A medida que la Tierra se enfría, la capa de aire cercana a la superficie también lo hace. Si este aire se enfría a una temperatura menor que la del aire de la capa superior, se vuelve muy estable y la capa de aire cálido impide cualquier movimiento vertical. Las inversiones por radiación generalmente se producen desde las horas finales de la tarde hasta las primeras de la mañana, con el cielo despejado y vientos calmados, cuando el efecto de enfriamiento es mayor. Las mismas condiciones que conducen a las inversiones nocturnas por radiación, determinan la inestabilidad durante el día. Los ciclos de inestabilidad a lo largo del día e inversiones durante la noche son

relativamente comunes. Por consiguiente, los efectos de las inversiones por radiación generalmente son de corta duración. Los contaminantes que quedan entrampados debido a las inversiones son dispersados por la vigorosa mezcla vertical producida cuando la inversión se interrumpe después del amanecer. La figura 4-14 ilustra este ciclo diurno.

Figura 4-14. Ciclo diurno Sin embargo, en algunos casos el calentamiento diario que sigue a una inversión nocturna por radiación puede no ser lo suficientemente fuerte para disminuir la capa de inversión. Por ejemplo, una niebla espesa puede acompañar la inversión y reducir el efecto de la luz solar al día siguiente. En condiciones adecuadas, pueden generarse varios días de inversión por radiación con altas concentraciones de contaminantes. Es muy probable que esta situación ocurra en un valle cerrado, donde el movimiento nocturno descendente del aire frío puede reforzar una inversión por radiación y propiciar la formación de niebla. En los lugares donde las inversiones por radiación son comunes y tienden a estar relativamente cerca de la superficie, las chimeneas altas que emiten contaminantes sobre la capa de inversión pueden ayudar a reducir las concentraciones de estas sustancias en el nivel superficial.

Inversión por subsidencia La inversión por subsidencia (figura 4-15) generalmente está asociada con los anticiclones (sistemas de alta presión). Se debe recordar que el aire de un anticiclón desciende y fluye hacia afuera con una rotación que sigue la dirección de las agujas del reloj. A medida que el aire desciende, la mayor presión existente en altitudes menores lo

comprime y calienta en el gradiente vertical adiabático seco. Por lo general, este calentamiento se produce en un gradiente más acelerado que el gradiente vertical ambiental. Durante el día, la capa de inversión resultante de este proceso con frecuencia se eleva a cientos de metros sobre la superficie. Durante la noche, la base de una inversión por subsidencia generalmente desciende, quizás hasta llegar al suelo, debido al enfriamiento del aire superficial. En efecto, los días despejados y sin nubes característicos de los anticiclones propician las inversiones por radiación, de modo que se puede producir una inversión superficial durante la noche y una elevada durante el día. Si bien la capa de mezcla que se encuentra debajo de la inversión puede variar diariamente, nunca será muy profunda.

Figura 4-15. Inversión por subsidencia A diferencia de las que se producen por radiación, las inversiones por subsidencia tienen una duración relativamente larga. Esto se debe a su relación tanto con los anticiclones semipermanentes centrados en cada océano como con los anticiclones migratorios de movimiento lento. Cuando un anticiclón se estanca, los contaminantes emitidos dentro de la capa de mezcla no se pueden diluir. Como resultado, es probable que las concentraciones de contaminantes se eleven durante algunos días. Los casos más graves de contaminación del aire en Estados Unidos se han producido o bien por un anticiclón migratorio estancado (por ejemplo, el de Nueva York en noviembre de 1966 y el de Pensilvania en octubre de 1948) o bien en el límite este del anticiclón semipermanente del Pacífico (Los Ángeles).

Inversión frontal En la lección 3 se menciona sobre el entrampamiento frontal, la inversión relacionada tanto con los frentes fríos como con los cálidos. En el avance de cada frente, el aire cálido desplaza al frío, de modo que se produce una circulación vertical mínima en la capa de aire frío más cercana a la superficie (figura 4-16). La fuerza de la inversión depende de la diferencia de temperatura entre las dos masas de aire. Como los frentes

se mueven horizontalmente, los efectos de la inversión generalmente duran poco y la falta de movimiento vertical suele compensarse con los vientos relacionados con el paso frontal. Sin embargo, cuando los frentes se vuelven estacionarios, las condiciones de inversión pueden prolongarse.

Figura 4-16. Inversión frontal (frente frío)

Inversiones por advección Las inversiones por advección están relacionadas con el flujo horizontal del aire cálido. Cuando este se mueve sobre una superficie fría, los procesos de conducción y convección enfrían el aire más cercano a la superficie y conducen a una inversión basada en la superficie (figura 4-17). Este tipo de inversión es más común durante el invierno, cuando el aire cálido pasa sobre una superficie cubierta de nieve o extremadamente fría.

Figura 4-17. Inversión por advección basada en la superficie Otro tipo de inversión por advección se produce cuando el aire cálido es impulsado sobre la parte superior de una capa de aire frío. Este tipo de inversión es común en las pendientes del este de las cordilleras (figura 4-18), donde el aire cálido del oeste

desplaza al aire frío del este. Este tipo de inversiones es muy común en Denver. Ambos tipos de inversiones son verticalmente estables pero pueden presentar vientos fuertes bajo la capa de inversión.

Figura 4-18. Advección basada en el terreno

Estabilidad y comportamiento de la pluma El grado de estabilidad atmosférica y la altura de mezcla resultante tienen un importante efecto en las concentraciones de contaminantes en el aire ambiental. Si bien en la discusión sobre la mezcla vertical no hemos abordado el movimiento horizontal del aire, o el viento, es importante saber que este se produce bajo condiciones de inversión. Los contaminantes que no se pueden dispersar hacia arriba lo pueden hacer horizontalmente a través de los vientos superficiales. La combinación de los movimientos verticales y horizontales del aire influye en el comportamiento de las plumas de fuentes puntuales (chimeneas). En la lección 6 se revisa más detalladamente la dispersión de las plumas. Sin embargo, en esta lección se describirán los diversos tipos de plumas característicos de diferentes condiciones de estabilidad. La pluma de espiral de la figura 4-19 se produce en condiciones muy inestables debido a la turbulencia causada por el acelerado giro del aire. Mientras las condiciones inestables generalmente son favorables para la dispersión de los contaminantes, algunas veces se pueden producir altas concentraciones momentáneas en el nivel del suelo si los espirales de la pluma se mueven hacia la superficie.

Figura 4-19. Pluma de espiral La pluma de abanico (figura 4-20) se produce en condiciones estables. El gradiente de inversión inhibe el movimiento vertical sin impedir el horizontal y la pluma se puede extender por varios kilómetros a sotavento de la fuente. Las plumas de abanico ocurren con frecuencia en las primeras horas de la mañana durante una inversión por radiación.

Figura 4-20. Pluma de abanico

La pluma de cono (figura 4-21) es característica de las condiciones neutrales o ligeramente estables. Este tipo de plumas tiene mayor probabilidad de producirse en días nubosos o soleados, entre la interrupción de una inversión por radiación y el desarrollo de condiciones diurnas inestables.

Figura 4-21

Pluma de cono

Obviamente, un problema importante para la dispersión de los contaminantes es la presencia de una capa de inversión, que actúa como una barrera para la mezcla vertical. Durante una inversión, la altura de una chimenea en relación con la de una capa de inversión muchas veces puede influir en la concentración de los contaminantes en el nivel del suelo. Cuando las condiciones son inestables sobre una inversión (figura 4-22), la descarga de una pluma sobre esta da lugar a una dispersión efectiva sin concentraciones notorias en el nivel del suelo alrededor de la fuente. Esta condición se conoce como flotación.

Figura 4-22.

Pluma de flotación

Si la pluma se libera justo debajo de una capa de inversión, es probable que se desarrolle una grave situación de contaminación del aire. Ya que el suelo se calienta durante la mañana, el aire que se encuentra debajo de la mencionada capa se vuelve inestable. Cuando la inestabilidad alcanza el nivel de la pluma entrampada bajo la capa de inversión, los contaminantes se pueden transportar rápidamente hacia abajo hasta llegar al suelo (figura 4-23). Este fenómeno se conoce como fumigación. Las concentraciones de contaminantes en el nivel del suelo pueden ser muy altas cuando se produce la fumigación. Esta se puede prevenir si las chimeneas son suficientemente altas.

Figura 4-23.

Fumigación

Hasta este punto, hemos desarrollado las condiciones y eventos meteorológicos básicos que influyen en el movimiento y la dispersión de los contaminantes del aire en la atmósfera. En la lección 6, se explicará más detalladamente el comportamiento de los contaminantes alrededor de fuentes puntuales, y en la siguiente lección, se abordarán los instrumentos empleados en la medición meteorológica.

Ejercicio de revisión 1. Un pequeño cuerpo de aire infinitesimal y nítido, de aire que no se mezcla fácilmente con el aire circundante, se denomina: a. b. c. d. e. 2.

Columna de aire Masa de aire Porción de aire Globo de aire caliente byc

La temperatura del aire aumenta.

a medida que la presión atmosférica

a. Se incrementa b. Disminuye 3. ¿Cuáles son los dos factores que influyen en la flotabilidad de una porción de aire? ____________________________________ ____________________________________ . 4. Si la temperatura de una porción de aire es más fría que el aire circundante, generalmente: a. Se eleva b. Desciende c. Permanece en el mismo lugar 5. El gradiente ambiental o prevalente se puede determinar a partir de: a. b. c. d.

La tasa de cambio de presión en la atmósfera La tasa de aire húmedo versus el cambio de presión El perfil de la temperatura atmosférica La tasa del paso del sistema frontal

6. Los cambios de temperatura de una porción de aire producidos por modificaciones en la presión atmosférica se denominan: a. b. c. d.

Advectivos Adiabáticos Pendientes Prevalentes

7.

El gradiente adiabático seco es: a. b. c. d.

8.

–6 °C/1.000 m