Curso Basico Meteorologia Epa

OPS/CEPIS/PUB/99.36

CONCEPTOS BÁSICOS SOBRE METEOROLOGÍADE LA CONTAMINACIÓN

DEL AIRE

Manual de auto-instrucción

Adaptado del manual de auto-instrucción“SI:409 Basic air pollution meteorology course” del

Instituto de Capacitación en la Contaminación del Aire (APTI) de laAgencia de Protección Ambiental de los Estados Unidos (U.S. EPA)

Segunda ediciónpor

Marcelo E. KorcAsesor Regional en Control de Contaminación del Aire, CEPIS

Centro Panamericano de Ingeniería Sanitaria y Ciencias del AmbienteDivisión de Salud y Ambiente

Organización Panamericana de la SaludOficina Sanitaria Panamericana - Oficina Regional de la

Organización Mundial de la Salud

Lima, 1999

ContenidoNotación ................................................................................................................ vFactores de conversión .......................................................................................... viiDescripción del curso ............................................................................................ ix

Presentación

Lección 1

La meteorología y la atmósfera ....................................................................... 1-1

Introducción ...................................................................................................... 1-1Composición de la atmósfera.............................................................................. 1-2Capas de la atmósfera......................................................................................... 1-2La importancia de la meteorología de la contaminación del aire .......................... 1-4Ejercicios de revisión ......................................................................................... 1-5Bibliografía ........................................................................................................ 1-9

Lección 2

Balance térmico de la atmósfera...................................................................... 2-1

Radiación e insolación........................................................................................ 2-2Constante solar.............................................................................................. 2-3Transparencia ................................................................................................ 2-3Duración de la luz del día .............................................................................. 2-8Ángulo de los rayos ....................................................................................... 2-9

Balance térmico ................................................................................................. 2-10Distribución del calor ........................................................................................ 2-10Calentamiento diferencial ................................................................................... 2-11Transporte de calor ............................................................................................ 2-11Distribución mundial del calor ............................................................................ 2-12Ejercicios de revisión ......................................................................................... 2-15Bibliografía ........................................................................................................ 2-21

Lección 3

La estructura dinámica de la atmósfera.......................................................... 3-1

Introducción ...................................................................................................... 3-2Circulación atmosférica ...................................................................................... 3-2

Presión atmosférica........................................................................................ 3-2Viento ........................................................................................................... 3-3

Fuerza de Coriolis ..................................................................................... 3-4Fuerza del gradiente de presión ................................................................. 3-5Fricción..................................................................................................... 3-6

Sistema de presión......................................................................................... 3-9Efectos del sistema de alta presión del Pacífico y del sistema de presiónalta de las Bermudas en la contaminación del aire ...................................... 3-10

Circulación general ........................................................................................ 3-11Masas de aire ..................................................................................................... 3-14Frentes............................................................................................................... 3-16Entrampamiento frontal...................................................................................... 3-20Influencias topográficas...................................................................................... 3-20

Terreno plano................................................................................................ 3-22Montaña/valle................................................................................................ 3-24Tierra/agua.................................................................................................... 3-27Áreas urbanas................................................................................................ 3-30

Ejercicio de revisión........................................................................................... 3-31Bibliografía ........................................................................................................ 3-39

Lección 4

Circulación vertical y estabilidad atmosférica ................................................ 4-1

Introducción ...................................................................................................... 4-2Principios relacionados con la circulación vertical............................................... 4-2

Porción de aire .............................................................................................. 4-2Factores de flotabilidad.................................................................................. 4-2Gradiente vertical de temperatura .................................................................. 4-3

Gradiente adiabático seco.......................................................................... 4-3Gradiente vertical adiabático húmedo........................................................ 4-4Gradiente ambiental .................................................................................. 4-5

Altura de mezcla............................................................................................ 4-7Estabilidad atmosférica....................................................................................... 4-8

Condiciones inestables ................................................................................... 4-8Condiciones neutrales .................................................................................... 4-10Condiciones estables...................................................................................... 4-11

Estabilidad e inestabilidad condicional ....................................................... 4-11Ejemplos de condiciones de estabilidad atmosférica ....................................... 4-12Inversiones .................................................................................................... 4-14

Inversión por radiación.............................................................................. 4-14Inversión por subsidencia .......................................................................... 4-15Inversión frontal........................................................................................ 4-16Inversiones por advección ......................................................................... 4-17

Estabilidad y comportamiento de la pluma ..................................................... 4-18

Ejercico de revisión ....................................................................................... 4-23Bibliografía ........................................................................................................ 4-33

Lección 5

Instrumentos meteorológicos ...................................................................... 5-1

Introducción.................................................................................................. 5-2Velocidad del viento ...................................................................................... 5-2

Anemómetros rotativos de cubetas............................................................ 5-3Anemómetros con paletas de orientación y hélices con montura fija........... 5-4Transductores de velocidad del viento....................................................... 5-4

Dirección del viento....................................................................................... 5-5Paletas de viento ....................................................................................... 5-5Anemómetros de hélice con montura fija ................................................... 5-6Transductores de dirección del viento........................................................ 5-6Ubicación y exposición de los instrumentos de medición del viento ........... 5-7

La temperatura y la diferencia de la temperatura ............................................ 5-8Clases de sensores de temperatura............................................................. 5-8Diferencia de temperatura ......................................................................... 5-9Ubicación y exposición de los instrumentos para medir la temperaturay la diferencia de temperatura.................................................................... 5-9

Radiación solar.............................................................................................. 5-10Ubicación y exposición de los instrumentos para medir la radiación solar5-11

Altura de mezcla............................................................................................ 5-11Desempeño del sistema.................................................................................. 5-12

Exactitud del sistema................................................................................. 5-12Características de las respuestas de los sensores meteorológicos in situ ..... 5-13

Aseguramiento y control de la calidad............................................................ 5-14Ejercicio de revisión ...................................................................................... 5-17Bibliografía.................................................................................................... 5-23

Lección 6

La dispersión de las plumas y el modelado de la calidad del aire .................. 6-1

Introducción ...................................................................................................... 6-2Elevación de la pluma......................................................................................... 6-2

Momentum y flotabilidad ............................................................................... 6-3Efectos de la fuente en la elevación de la pluma ............................................. 6-4Fórmulas ....................................................................................................... 6-5

Estimados de dispersión ..................................................................................... 6-6Modelos de dispersión de calidad del aire ........................................................... 6-6Distribución gausiana ......................................................................................... 6-7

Clasificaciones de estabilidad ......................................................................... 6-9Modelos de sondeo........................................................................................ 6-11

Modelo refinado ............................................................................................ 6-11Transporte de largo alcance................................................................................ 6-12Ejercicios de revisión ......................................................................................... 6-15Bibliografía ........................................................................................................ 6-23

Glosario........................................................................ . glosario-1

SI:409 conceptos básicos sobre meteorología de la contaminación del aire, Examen Final.

Evaluación del curso

Notación Unidades de medida

Abreviación Unidad

Btu - unidad térmica británica

cal - caloría

cm - centímetro (10-2 metros)

°C - grados centígrados

°F - grados Fahrenheit

pulg - pulgada

pulg Hg - pulgadas de mercurio

km - kilómetro

kJ - kilojulio

Kpa - kilopascal

m - metro

mbar - milibar

mi - milla

min - minuto

mm - milímetro (10-3 metros)

µm - micrómetro (10-6 metros)

nm - nanómetro (10-9 metros)

ppm - partes por millón

lb/pulg2 - libra por pulgada cuadrada

s - segundo

W - vatio

Símbolos

Símbolo Definición

F - flujo de flotación

g - constante de gravedad (aceleración por gravedad), 9,8 m/s

H - altura efectiva de la chimenea

hs - altura física de la chimenea

êh - pluma ascendente (sobre la chimenea)

Q - masa de contaminantes emitidos por unidad de tiempo

σy - desviación estándar en dirección y

σz - desviación estándar en dirección z

Ts - temperatura del gas de la chimenea

Ta - temperatura ambiente del aire

u - velocidad del viento

u - velocidad promedio del viento

V - velocidad volumétrica de flujo del gas de la chimenea

x - distancia del viento a sotavento desde la chimenea/fuente (pluma

ascendente de Briggs)

χ - concentración del contaminante a nivel de superficie (g/m3)

y - distancia en dirección horizontal (ecuación de distribución de

Gauss)

z - distancia en dirección vertical (ecuación de distribución de Gauss)

π - pi (3,14159)

Factores de conversiónConcentración

ppm= concentración en % del total 104

Distancia

1 pulg = 2,54 cm

1 yd = 0,9144 m

1 mi = 1,6093 km

1 m = 3,2808 pies

1 km = 0,62137 mi

Calor

1 Btu = 252 cal

Presión

1 atm = 1.013 mbar

= 1,013 Kpa

= 14,7 lb/pulg2

= 29,92 pulg Hg

Conversiones de temperatura

°C = (°F-32)/1,8

°F = 32 + 1,8 (°C)

Descripción del cursoEste curso está diseñado para científicos, ingenieros y personal técnico que deseen adquirir unconocimiento de nivel introductorio sobre la meteorología de la contaminación atmosférica. Secentra principalmente en los aspectos meteorológicos que afectan el transporte y la dispersiónde la contaminación del aire en la atmósfera. Incluye información sobre meteorología básica,los efectos meteorológicos en la contaminación del aire, la instrumentación meteorológica y losmodelos de la calidad del aire. Algunos de los principales temas que se abordan en el curso son:

• La radiación solar y terrestre

• El balance térmico de la atmósfera

• La velocidad y la dirección del viento

• Los ciclones, los anticiclones, los sistemas frontales y las masas de aire

• La circulación atmosférica

• La estructura vertical de la atmósfera

• La estabilidad y la turbulencia atmosférica

• El instrumental meteorológico

• La pluma ascendente y la altura efectiva de la chimenea

• Los modelos de calidad del aire.

Objetivos

Al terminar de leer este volumen, estará capacitado para:

1. Describir brevemente el balance térmico del sistema Tierra-atmósfera incluido el efectode la radiación solar.

2. Describir la relación entre la presión atmosférica y el viento.

3. Describir la circulación general de la atmósfera.

4. Describir de qué manera influyen las características topográficas en el flujo del vientoy cómo afectan la dispersión de las sustancias contaminantes.

5. Describir la importancia de la turbulencia en la atmósfera para la dispersión de loscontaminantes del aire y explicar las diferentes clasificaciones de la estabilidad

atmosférica.

6. Describir brevemente cómo influye la distribución vertical de la temperatura en laestabilidad atmosférica.

7. Identificar los instrumentos meteorológicos claves que se emplean en la recopilaciónde datos para los estudios sobre contaminación del aire.

8. Definir brevemente el concepto de pluma ascendente y el de altura efectiva de lachimenea.

9. Describir cómo se utilizan los datos meteorológicos en los modelos de calidad del airey cómo estos últimos se emplean en la obtención de estimados cuantificables de ladispersión de concentraciones de sustancias contaminantes en el aire.

Público objetivo

Este curso está diseñado para científicos e ingenieros que trabajan en el campo de lacontaminación del aire y requieren una comprensión básica de la meteorología y del papel queésta desempeña en la calidad del aire en exteriores.

Desarrollo del curso

Se procede según las secuencias del manual hasta completar la lección 6. Los ejercicios derevisión, presentados al final de cada lección, sirven para probar el cumplimiento de losobjetivos cubiertos. Se deben revisar las instrucciones para cada respuesta incorrecta en losejercicios de revisión.

Fin del curso

El libro está complementado con un examen final. Este se debe tomar después de finalizar elcurso.

PresentaciónEl 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 unatraducción al español y adaptación del manual de auto-instrucción “SI:409 Basic air pollutionmeteorology course” del Instituto de Capacitación en la Contaminación del Aire (APTI) de la Agenciade Protección Ambiental de los Estados Unidos (U.S. EPA).

El curso está dirigido a principiantes y está diseñado para ser usados sin instructor, en formaindependiente.

Este manual está dividido en seis capítulos presentados a manera de lecciones independientes:

1. La meteorología y la atmósfera2. Balance térmico de la atmósfera3. La estructura dinámica de la atmósfera4. Circulación vertical y estabilidad atmosférica5. Instrumentos meteorológicos6. 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 esperaque luego de estudiar la información presentada en cada sección, se respondan las preguntas quese plantean. Verifique sus respuestas con las que aparecen al final de la lección. Luego de leertodas las lecciones y resolver los ejercicios, complete el examen final.

Buena suerte!!!

Lección 1La meteorología y la atmósfera

Esta lección ofrece una introducción a la meteorología y un panorama de la atmósfera. En estalección también se explica la importancia de la meteorología para comprender el transporte y ladispersión de la contaminación del aire.

Meta

Proporcionar una visión general de la meteorología de la contaminación del aire y laatmósfera y explicar la importancia de la meteorología en los estudios sobre lacontaminación 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 lameteorología de la contaminación del aire.

Introducción

La meteorología es la ciencia de la atmósfera. La atmósfera es el medio en el que se emiten loscontaminantes del aire. Procesos atmosféricos tales como el movimiento del aire (viento) y elintercambio de calor (por ejemplo, la convección y la radiación) determinan el destino de loscontaminantes 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 estosprocesos atmosféricos afectan el destino de los contaminantes del aire.

El conocimiento de la meteorología de la contaminación del aire sirve para manejar y controlarla descarga de contaminantes en el aire en exteriores. El control de la descarga de estoscontaminantes ayuda a asegurar que las concentraciones de este tipo de sustancias en elambiente cumplan con los estándares de calidad del aire en exteriores. Además, esteconocimiento es esencial para entender el destino y transporte de las sustancias contaminantesdel aire.

Composición de la atmósfera

La atmósfera rodea la Tierra y rota con ella a medida que gira alrededor del sol. Como loseñala el cuadro 1-1, el aire seco está compuesto por aproximadamente 78 por ciento denitrógeno, 21 por ciento de oxígeno y uno por ciento de argón, también existen gases trazacomo 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 cuales un elemento muy importante de la atmósfera.

Cuadro 1-1. Composición química del aire atmosférico seco

Sustancia Concentración (ppm)1

Nitrógeno 780.900Oxígeno 209.400Argón 9.300Dióxido de carbono 315Neón 18Helio 5,2Metano 2,3Criptón 0,5Hidrógeno 0,5Xenón 0,08Dióxido de nitrógeno 0,02Ozono 0,01-0,04

1 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 latermosfera (figura 1-1). La troposfera, la capa más baja, está compuesta por casi tres cuartosde 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 lastormentas– es la capa más agitada y la que determina el clima de la Tierra. La profundidad de latroposfera varía con la latitud y la estación. La parte superior de la troposfera (tropopausa) estáaproximadamente a 16,5 km (54.000 pies) sobre el ecuador y a 8,5 km (28.000 pies) sobre lospolos. Los cambios estacionales determinan el grosor de la troposfera y hacen que sea másgruesa en verano (cuando el aire es más cálido) que en invierno. La profundidad de latroposfera cambia constantemente debido a variaciones de la temperatura atmosférica.

Figura 1-1. Las cuatro capas atmosféricasFuente: Moran y Morgan, 1994.

Casi toda la contaminación del aire en exteriores se emite en la troposfera. El transporte de lacontaminación del aire está determinado por la velocidad y la dirección de los vientos. La tasade dispersión depende de la estructura térmica de la atmósfera, así como de la agitaciónmecánica del aire a medida que se desplaza sobre los diferentes accidentes geográficos. Laradiación solar y la humedad, así como otros componentes de la atmósfera, causan un impactoen la transformación de las sustancias contaminantes emitidas en el aire. La remoción de loscontaminantes no sólo depende de sus características sino también de fenómenos climáticoscomo la lluvia, la nieve y la niebla. Estos fenómenos meteorológicos interactivos se estudiancomo parte de la meteorología de la contaminación del aire.

La importancia de la meteorología de lacontaminación del aire

Como la atmósfera es el medio en el que se liberan los contaminantes, el transporte y ladispersión de estas descargas depende en gran medida de parámetros meteorológicos. Pararealizar actividades relativas a la planificación de la calidad del aire es imprescindiblecomprender la meteorología de la contaminación del aire y su influencia en la dispersión de lassustancias contaminantes. Los planificadores emplean este conocimiento para ayudar a localizarlas estaciones de monitoreo de contaminación del aire y para desarrollar planes deimplementación 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 decontaminación del aire y para determinar el efecto de las modificaciones de las fuentesexistentes en la calidad del aire.

Cuando se desarrollan condiciones meteorológicas que no conducen a la dispersión de lassustancias contaminantes, los organismos gubernamentales encargados de controlar lacontaminación del aire deben actuar rápidamente para asegurar que los contaminantes no seconcentren en niveles inaceptables en el aire que respiramos. Cuando estos niveles sonexcesivamente altos, se produce un caso de contaminación del aire y se deben reducir lasemisiones 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 decontaminación del aire. Donora está ubicada en el fondo de un valle rodeado por colinasondulantes. Los habitantes del pueblo estaban acostumbrados a recibir algunas emisionesprovenientes de la fábrica local de acero, fundiciones de zinc y plantas de ácido sulfúrico. Sinembargo, no estaban preparados para recibir las concentraciones peligrosamente altas decontaminantes que en ese año se produjeron sobre el pueblo. Las condiciones meteorológicasde Donora durante este período de cinco días (sistema de alta presión y una fuerte inversión detemperatura) produjeron vientos ligeros y nieblas densas. El aire no se pudo mover nihorizontal ni verticalmente y permaneció sobre el pueblo. Las fábricas siguieron operando yliberando sustancias contaminantes. Como consecuencia, mucha gente se enfermó y murieron22 personas. Finalmente, cuando el patrón climático cambió, las altas concentraciones decontaminantes 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. NitrógenoOxígeno

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 latermosfera.

4. b. Falso

La troposfera es la capa más baja de la atmósfera, donde se emiten casi todos loscontaminantes 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 atmosféricosafectan 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 2Balance 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 meteorologíadesempeña un papel muy importante en la comprensión del transporte y la dispersión de loscontaminantes del aire. Las lecciones 2 y 3 describen los principios meteorológicos básicos queproducen la circulación atmosférica. La lección 4 se basa en conceptos y principiosmeteorológicos y discute la estructura vertical de la temperatura atmosférica y la dispersión dela contaminación en el aire.

Meta

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

3. Explicar el efecto invernadero y nombrar los componentes más importantes delalmacenamiento 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 eneste.

Radiación e insolación

La energía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene del sol. Esta energía setransfiere a través de la radiación del calor en forma de ondas electromagnéticas. La radiacióndel sol tiene su pico de transmisión en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78micrómetros (µm)] del espectro electromagnético (figura 2-1). Sin embargo, el sol tambiéndescarga 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 entre0,5 y 40 µm. Además, las longitudes de onda más largas que 2,5 µm son fuertementeabsorbidas por el vapor de agua y el dióxido de carbono de la atmósfera. La radiación enlongitudes de onda menores que 0,29 µm es altamente absorbida en la atmósfera por elnitrógeno y el oxígeno. Por consiguiente, la radiación solar que cae sobre la Tierrageneralmente 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 Tierra-atmósfera se llama insolación (en inglés, insolation, de incoming solar radiation). La insolaciónesta 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 alos 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 varíaligeramente según la producción de energía del sol y la distancia de la Tierra en relación coneste. Debido a la excentricidad de la órbita terrestre alrededor del sol, la Tierra se acerca más aeste 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 constantesolar son triviales si se consideran las propiedades atmosféricas que agotan la cantidad total deradiación solar que cae sobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmósfera, laduración de la luz del día y el ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son muchomás importantes para determinar la cantidad de insolación que realmente se recibe, la quetambién influye en el clima.

Cuadro 2-1 Valores para la constante solar

Constante solar = 1,94 cal/cm2 min1.353 W/m2

428 Btu/pies2 h4,871 kJ/m2 h

Transparencia

La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con la cantidad de insolación quellega a la superficie terrestre. La radiación emitida se agota a medida que pasa a través de laatmósfera. Los diferentes compuestos atmosféricos absorben o reflejan energía de diferentesmaneras y en cantidades variadas. La transparencia de la atmósfera se refiere al monto en que laradiación penetra en la atmósfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. Como se indica enla figura 2-2, una parte de la radiación que recibe la atmósfera se refleja desde la parte superior delas 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 laatmósfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fracción (o porcentaje) de laenergía 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 atmósferacomo un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidadsobre 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 radiaciónsolar, por lo que llega una menor radiación a la superficie terrestre. A pesar de componer sóloaproximadamente 3% de la atmósfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces másradiación solar que los demás gases combinados. Por lo tanto, la cantidad de radiación recibidapor 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 espectroelectromagnético. Los cuerpos más cálidos irradian longitudes de onda más cortas y los másfríos, longitudes de onda más largas. Mientras que el sol tiene su transmisión pico en el rangovisible (0,38 a 0,78 µm), la Tierra emite su radiación máxima en longitudes de ondaconsiderablemente más largas –en el rango de 10 µm (región infrarroja). La Tierra se calientacuando absorbe energía y se enfría cuando la irradia. Asimismo, absorbe y emite radiación almismo tiempo. Si la superficie terrestre absorbe más energía que la que irradia, se calentará. Siirradia más energía que la que absorbe, se enfriará.

Cuadro 2-2. Valores albedo para diferentes superficies

Superficie Albedo(porcentaje de la

radiación incidente deonda corta)

Suelo negro, secoSuelo negro, húmedoTerreno arado, húmedoArena, brillante, fina

1481437

Nieve densa, seca y limpiaHielo de mar ligeramente poroso azulado lechoso,capa de hielo cubierta con una capa de agua de 15-20cmBosque cubierto por nieve

86-953626

33-40

Bosque de árboles con hojas caducasCopos de roblesBosques de pinosZonas de arbustos desiertas

17181420-29

PantanosPraderasTrigo de inviernoBrezo

10-1412-1316-2310

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

2012-1313-163

Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979.

La Tierra absorbe radiación solar de onda corta y emite una radiación terrestre de longitudesde onda más largas. En la atmósfera, las nubes, el vapor de agua y, en menor grado, el dióxidode carbono, absorben la radiación terrestre, que hace que la atmósfera se caliente. La atmósferaabsorbe mucho más radiación terrestre que solar. Además, también irradia energía al espacioexterior y la devuelve a la superficie terrestre. El sistema Tierra-atmósfera emite continuamenteradiación terrestre, durante el día y la noche. La absorción atmosférica de la radiación terrestrebeneficia 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 durantelas noches nubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado alresultado del proceso de intercambio de energía que hace que la superficie terrestre se calientemás 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 atmósferapara absorber radiación. Algunos científicos piensan que las crecientes emisiones, provocadaspor el hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar,generalmente denominados gases del efecto invernadero) están calentando la Tierra y laatmósfera más rápido de lo normal. Este fenómeno se conoce como calentamiento global. Elcuadro 2-3 presenta una lista de los gases predominantes del efecto invernadero. Algunoscientíficos prevén que si esta tendencia continúa, se producirán cambios graduales en lascondiciones climáticas. Actualmente, se están realizando estudios para determinar si lasemisiones provocadas por el hombre son significativas para el fenómeno del calentamientoglobal.

Cuadro 2-3. Los gases del efecto invernadero

Gas del efecto invernadero % del total de los gasesdel efecto invernadero

Fuentes y % del total de los gases del efecto invernadero

Dióxido de carbono (CO2) 50 Energía de combustibles fósiles (35)Deforestación (10)Agricultura (3)Industria (2)

Metano (CH4) 16 Energía de combustibles fósiles (4)Deforestación (4)Agricultura (8)

Óxido nitroso (N2O) 6 Energía de combustibles fósiles (4)Agricultura (2)

Clorofluorocarbonos (CFC) 20 Industria (20)

Ozono (O3) 8 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 solaresdeben atravesar una capa de atmósfera reflectora de dispersión más espesa en las latitudesintermedias y altas que en las tropicales (figura 2-3). Este efecto varía según las estaciones: eninvierno es mayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que losrayos solares sean menos intensos en el horizonte (figura 2-4).

Figura 2.3. Relación entre la transparencia y la latitud

Figura 2-4. Efecto estacional de la transparencia en determinada ubicación

Figura 2.3. Relación entre la transparencia y la latitud

Duración de la luz del día

La duración de la luz de día también afecta la cantidad de insolación recibida: mientras máslargo sea el período de luz solar, mayor será la posible insolación total. La duración de la luzdel 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 unmínimo de cero horas en invierno. La figura 2-5 muestra cómo varía esta duración con lasestaciones 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 queel sol “se mueve” de un lado a otro del ecuador. Una superficie relativamente plana yperpendicular 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 debenatravesar una capa más espesa de la atmósfera y se dispersan sobre una superficie mayor (figura2-6). 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 seencuentra 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 enel sistema Tierra-atmósfera, la Tierra se podría recalentar. Así, la energía se debe liberar denuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. La radiación recibida regresa comoradiación 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 unidadesde energía que ingresan en la atmósfera, 51 son absorbidas por la tierra, 19 por la atmósfera y30 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 para100 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 cualquierépoca. En el ecuador, soplan brisas tropicales cálidas mientras que en las regiones polares seforman capas de hielo. De hecho, debido a las extremas diferencias de temperatura entre elecuador y los polos, el sistema Tierra-atmósfera se asemeja a un “motor térmico” gigante. Losmotores térmicos dependen de los contrastes caliente-frío para generar energía. Como se verámás adelante, este “motor térmico” mundial influye en los principales modelos de circulaciónatmosférica a medida que el aire caliente se traslada a áreas más frías. Diversas áreas de laTierra que reciben diferentes intensidades de insolación representan una gran parte de estedesequilibrio del calor. Como se dijo anteriormente, la latitud, las estaciones y la duración de laluz 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 lasdiversas 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, lacapacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en los distintos tipos de superficiesterrestres. El color, la forma, la textura de la superficie, la vegetación y la presencia deconstrucciones pueden influir en el calentamiento y enfriamiento de la Tierra. Por lo general, lassuperficies secas se calientan y enfrían más rápidamente que las húmedas. Las áreas aradas, lasplayas arenosas y los caminos pavimentados se calientan más que las praderas y las áreasboscosas. Durante el día, el aire de un terreno arado es más cálido que el de un bosque o unpantano; durante la noche, la situación es inversa. La propiedad que hace que las diferentessuperficies se calienten y se enfríen en velocidades distintas se denomina calentamientodiferencial.

La absorción de la energía térmica del sol se confina en una capa poco profunda de la superficieterrestre. Por consiguiente, las superficies terrestres se calientan rápidamente durante el día y seenfrían rápidamente durante la noche. En cambio, las superficies acuáticas se calientan y enfríanmás 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 (serequiere más energía para aumentar la temperatura del agua que para cambiar la temperatura de lamisma 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. Estosprocesos afectan la temperatura de la atmósfera cercana a la superficie terrestre. Laconducción es el proceso por el cual se transmite el calor a través de la materia sin que esta ensí se transfiera. Por ejemplo, el asa de una sartén de hierro se calienta debido a la conducción decalor 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 enmovimiento. El aire que se calienta a través de una superficie terrestre calentada (porconducción) se elevará porque es más liviano que el del ambiente. El aire calentado se eleva ytransfiere el calor verticalmente. Así mismo, el aire en altura más frío se hundirá porque es máspesado que el aire del ambiente. Esto va de la mano con el aumento del aire y es parte de latransferencia de calor por convección. Los meteorólogos también emplean el término

advección para denotar la transferencia de calor que se produce principalmente por elmovimiento 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 estáestrechamente relacionada con la latitud. La insolación total anual es mayor en el ecuador ydisminuye hacia los polos. La figura 2-8 muestra la cantidad de radiación solar absorbida por laTierra y la atmósfera (línea punteada) en comparación con la onda larga de radiación que salede la atmósfera (línea negra). La cantidad de insolación recibida anualmente en el ecuador escuatro veces mayor que la recibida en cualquiera de los polos. A medida que los rayos solaresse desplazan estacionalmente de un hemisferio a otro, la zona de insolación diaria máximaposible se mueve con estos. Para la Tierra como un todo, las ganancias de energía solarequivalen 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 máscalor que el que obtienen (como lo señala la figura 2-8), algo debe suceder para que el calor sedistribuya de manera más uniforme alrededor de la Tierra. De otro modo, las regionesecuatoriales seguirían calentándose y los polos enfriándose. Por lo tanto, para lograr unequilibrio, las circulaciones atmosféricas y oceánicas realizan una transferencia continua decalor 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. Latransferencia de calor de los trópicos hacia los polos se produce durante todo el año pero enuna escala mucho menor en verano que en invierno. En verano, la diferencia de temperaturaentre las latitudes bajas y altas es considerablemente menor que en invierno (50% menos en elhemisferio norte). Como se podría esperar, el hemisferio de invierno tiene una pérdida neta deenergía, y el hemisferio de verano, una ganancia neta. La mayor parte de la ganancia del estíose 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 aguacaliente fluye hacia los polos a lo largo del lado occidental de una cuenca del océano y el aguafría hacia el ecuador en el lado oriental. En latitudes más altas, el agua caliente se mueve hacialos polos en el lado oriental de la cuenca del océano y el agua fría hacia el ecuador en el ladooccidental. Las corrientes oceánicas se encargan de transportar aproximadamente 40 por cientode la energía del ecuador hacia los polos. El 60 por ciento restante se atribuye al movimientodel aire.

Ejercicio de revisión1. 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 recibidapor la superficie de la terrestre es:

a. La atmósferab. El albedoc. El balance térmicod. La constante solar

4. ¿Cuál de las siguientes sustancias almacena más energía térmica que los demás compuestosatmosféricos combinados?

a. El dióxido de carbonob. El ozonoc. El vapor de aguad. El nitrógeno

5. Cuando el aire está nublado o muy contaminado, la superficie terrestre recibirá insolacióndirecta.

a. Másb. MenosExplique por qué.

__________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________.

6. Explique el efecto invernadero.

__________________________________________________________________________

__________________________________________________________________________.

7. ¿Verdadero o falso? Los rayos oblicuos producen más calor por unidad de área que losverticales.

a. Verdaderob. Falso

8. Dado que la atmósfera de la Tierra agota la radiación solar que la atraviesa ¿cuánta radiaciónrecibida en el límite exterior de la atmósfera llega a la superficie terrestre?

a. Un cuartob. La mitadc. Todad. Nada

9. El balance térmico en la Tierra implica que:

a. La Tierra fría retiene todo el calor que recibeb. Los polos retienen tanto calor como el que irradia el ecuadorc. El sistema Tierra-atmósfera pierde tanto calor como el que obtiened. 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 lamateria.


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 terrestrese denomina:

a. Conducciónb. Convecciónc. Advección

14. ¿Verdadero o falso? Las circulaciones oceánicas y atmosféricas redistribuyen la energíarecibida por el sol.


Respuestas del ejercicio de revisión1. El sol

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

2. La constante solarLa transparencia de la atmósferaLa duración de la luz del díaEl ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra

Los cuatro factores que determinan la cantidad de insolación recibida por la Tierra son:

• 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.

3. b. El albedo

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

4. c. El vapor de agua

El vapor de agua almacena más energía térmica que los demás componentes atmosféricoscombinados.

5. b. Menos

Cuando el aire está nublado o muy contaminado, se recibirá menos insolación directa porquelos 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 eirradiar 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 radiaciónrecibida 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 calorcomo el que recibe.

10. El calentamiento diferencial es la capacidad de algunos objetos para absorber y retener elcalor mejor que otros.

11. b. Falso

La transferencia de calor por conducción no implica el movimiento de la materia. Laconducción es el proceso por el cual se transfiere el calor a través de la materia sin que seproduzca la transferencia de esta en sí.

12. Conducción

Cuando el aire entra en contacto con la Tierra calentada y se calienta, se produce laconducción.

13. b. Convección

El proceso de calentamiento que causa la mezcla vertical del aire sobre la superficie terrestrese 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.


Wallace, J.M. y otros, 1977. Atmospheric Science: An Introductory Survey. Nueva York:Academic Press.


Williams, M., 1993. Planet Management. Nueva York: Oxford University Press.

Lección 3La estructura dinámica de la atmósfera

Meta

Dar a conocer los factores que afectan la circulación atmosférica, como la presiónatmosférica, 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 lasmontañas 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 delviento dentro de la capa de fricción de la Tierra.

2. Explicar los cambios que produce la altura en la velocidad del viento y suimportancia 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, porconsiguiente, en la dispersión de la contaminación.

Introducción

Todos estamos familiarizados con las diferentes formas que puede adoptar la circulaciónatmosférica: brisas suaves, tormentas eléctricas, huracanes, para mencionar unas pocas. El airese mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión atmosférica que causan las variacionesde la insolación y el calentamiento diferencial. El calentamiento diferencial es la causa principalde la circulación atmosférica en la Tierra. En esta lección se explicará por qué el viento sopladesde 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 calentamientodiferencial de la superficie terrestre. A medida que se traslada de áreas de alta presión a áreasde baja presión, el viento es influido significativamente por la presencia o ausencia de lafricción. Por consiguiente, los vientos superficiales se comportan de manera diferente que losvientos en altura debido a las fuerzas de fricción que actúan cerca de la superficie terrestre. Larotación 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 lasconcentraciones 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 quese mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades. En realidad, la velocidad dependede la temperatura del gas. La presión atmosférica es causada por moléculas de aire (porejemplo, oxígeno o nitrógeno) que chocan tanto entre sí como con otros objetos y rebotan. Esfunción del número de moléculas atmosféricas en un determinado volumen y la velocidad a laque se desplazan. Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites, el calentamientoaumenta su presión y el enfriamiento la disminuye. Cuando se confina en un espacio máspequeño, 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 presiónatmosférica depende del peso del aire de la capa superior. Imagine una columna de aire. Unacolumna de aire que se extiende a cientos de kilómetros sobre el nivel del mar ejerce unapresión de 1.013 milibaras (mb) (o 1,013 Kpa). Pero si sube en la columna a una altitud de5,5 km (18.000 pies), la presión atmosférica será aproximadamente la mitad o 506 mb (0,506Kpa).

La figura 3-1 indica las áreas de presión alta y baja. Los ciclos concéntricos alrededor de lasáreas 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 depresión alta o baja. Las lecturas de presión en el diagrama oscilan entre 1.008 y 1.024milibaras (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 losmovimientos del viento, desde ráfagas pequeñas hasta grandes masas de aire, contribuyenal transporte del calor y de otras condiciones de la atmósfera alrededor de la Tierra. Ladenominación de los vientos depende de la dirección de donde provienen. Así, un “vientodel norte” es aquel que sopla de norte a sur y un “viento del oeste” es aquel que sopla deoeste a este. Cuando los vientos soplan con mayor frecuencia desde una dirección quedesde otra, esta recibe el nombre de viento prevalente.

La velocidad del viento aumenta rápidamente con la altura sobre el nivel del suelo mientrasque la carga de fricción disminuye. Por lo general, el viento no es una corriente constantesino conformada por ráfagas con una dirección ligeramente variable, separada porintervalos. Las ráfagas de viento que se producen cerca de la Tierra se deben a lasirregularidades de la superficie, lo cual crea remolinos. Los remolinos son variaciones de lacorriente principal del flujo del viento. Las irregularidades mayores se producen porconvección –o transporte vertical del calor. Estas y otras formas de turbulencia contribuyenal 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 presiónbaja. Sin embargo, como lo hace, para una persona que observa desde la superficie delplaneta, 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 hemisferiosur. Se trata de una fuerza aparente causada por la rotación de la Tierra bajo la accióndel movimiento del aire. Observado desde el espacio, este movimiento de aire (ocualquier 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 habersedesviado.

La figura 3-2 ilustra la fuerza de Coriolis. Imagine un plato giratorio que rota sobre sueje central como la Tierra (figura 3-2a). Si sostiene una regla y traza una línea recta através del disco giratorio, vería una línea recta desde su posición. Si este plato fuera laTierra, su posición sería el espacio. Sin embargo, la línea que trazaría en el platogiratorio sería en realidad curva. Por consiguiente, desde un punto de vista giratorio, lalínea 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 figura3-3)

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

El efecto de esta fuerza de desviación es que el viento parezca cambiar de dirección enla 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 haciala 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 lapresión atmosférica. Así, el viento soplará de las áreas de presión alta a las de presiónbaja. La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a labaja se denomina fuerza del gradiente de presión.

El gradiente de presión es la tasa y la dirección del cambio de presión. Estárepresentado por una línea trazada en los ángulos derechos de las isobaras, como semuestra en la figura 3-4. Cuando las isobaras se encuentran cerca, los gradientes soninclinados. El viento se moverá más rápidamente a través de isobaras inclinadas. Losvientos son más suaves cuando las isobaras están más alejadas porque la pendienteentre 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 presiónbaja pero, debido a la fuerza de Coriolis (efecto de la rotación de la Tierra), el viento nofluye paralelamente con el gradiente de presión. Además, nótese que la dirección delviento superficial (líneas continuas) es diferente de la del viento superior (líneaspunteadas), a pesar de tener la misma fuerza de gradiente de presión. Esto se debe afuerzas de fricción.

Fricción

La fricción, la tercera fuerza principal que afecta al viento, empieza a actuar cerca de lasuperficie terrestre hasta que llega a altitudes aproximadas de 500 a 1.000 m. Estasección de la atmósfera se denomina capa límite planetaria o atmosférica. Por encimade esta capa, la fricción deja de influir en el viento. La fuerza de Coriolis y la delgradiente 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 dela capa donde la fricción influye en el viento crean un viento que sopla paralelamentecon 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 yla fricción ejercen una influencia sobre el viento. El efecto de la fricción sobre el vientoaumenta a medida que este se acerca a la superficie terrestre. Además, mientras másaccidentada 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 masade agua.

La fricción no sólo disminuye la velocidad del viento sino que también influye en sudirección. El efecto de la fricción sobre la dirección del viento se debe a la relaciónexistente entre la velocidad del viento y la fuerza de Coriolis. Se debe recordar que estafuerza es proporcional a la velocidad del viento. Por lo tanto, a medida que esteexperimenta mayor fricción en altitudes progresivamente bajas dentro de la capa defricción, su velocidad y la fuerza de fricción disminuyen. Con la fricción, la fuerza deCoriolis decrece en relación con la fuerza del gradiente de presión; esta no equilibra lafuerza de Coriolis como lo hace con el viento geostrófico sobre la capa límiteplanetaria. Al contrario, la fuerza del gradiente de presión predomina y desplaza elviento hacia la presión baja (véase la figura 3-6). La dirección del viento se dirige haciala presión baja hasta que el vector resultante de la fuerza friccional y la fuerza deCoriolis equilibran de manera exacta la fuerza del gradiente de presión. A medida quelas fuerzas friccionales aumentan, las direcciones del viento giran más bruscamente

hacia la presión baja. Este cambio en la dirección del viento según las diferentesaltitudes dentro de la capa de fricción se ilustra en la figura 3-7 y se denomina espiralde Ekman. El giro de la dirección del viento disminuye con la altura hasta que lafricción 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 paraequilibrar 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 loscontaminantes del aire. Cuando una pluma de contaminantes del aire emerge de unachimenea, 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 dispersaráhorizontalmente en direcciones distintas. Además, los contaminantes liberados endiferentes alturas de la atmósfera pueden moverse en direcciones diferentes.

Sistemas de presión

El movimiento horizontal del aire está determinado por muchas fuerzas. Los vientossuperficiales se desplazan en dirección contraria a las agujas del reloj alrededor de lossistemas de presión baja (ciclones) en el hemisferio norte. Este mismo balance de fuerzasconduce 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 3-8muestra el flujo de aire relacionado con los sistemas de presión cercanos a la superficieterrestre. En el hemisferio norte, en los niveles superiores de la atmósfera donde seremueven las fuerzas friccionales, el aire se mueve en forma paralela con las isobaras, comose indica en la figura 3-5.

Figura 3-8.Flujo del aire superficial alrededor de sistemasde 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 océanosinfluye en la dispersión de la contaminación del aire en diversas áreas del mundo. Elsistema de presión alta del Pacífico y el de presión alta de las Bermudas constituyen dosejemplos de sistemas de presión alta de gran escala que afectan la calidad del aire enCalifornia del sur y el sudeste de Estados Unidos, respectivamente. Estos sistemas depresión alta son conocidos como semipermanentes porque cambian de posición sólo deverano a invierno. Se forman por el hundimiento del aire en la región sobre las zonas decalmas subtropicales (aproximadamente 30° de latitud). El aire frío en altura(hundimiento) se comprime y calienta a medida que se hunde en estas áreas de presiónalta y establece una inversión de temperatura elevada. Esta última se produce cuandoexiste una capa de aire cálido sobre una de aire frío, lo cual impide el movimientovertical del aire. El fondo de esta capa de inversión generalmente se aproxima a lasuperficie mientras más se aleje del centro del anticiclón. Para mayor información sobreinversiones en general e inversiones de subsidencia o de asentamiento en particular,remítase a la lección 4.

Sistema de presión alta del PacíficoEn el lado oriental de estos anticiclones semipermanentes, la capa de inversión esreforzada por el flujo del aire que se desplaza en la dirección de las agujas del relojalrededor del sistema de presión que atrae el aire del norte. El aire se enfría alentrar en contacto con el agua fría del océano. Esta condición afecta el área deCalifornia del sur, que está ubicada en el lado oriental del sistema de presión altadel Pacífico. Las inversiones de temperatura, que limitan la mezcla vertical de loscontaminantes del aire, son comunes en esta área. Por consiguiente, loscontaminantes del aire se pueden acumular en niveles peligrosos en la capasuperficial de la atmósfera bajo la capa de inversión.

Sistema de presión alta de las BermudasEn el lado occidental de los anticiclones permanentes, las condiciones son menosseveras. El movimiento del aire en la dirección de las agujas del reloj da lugar alflujo del viento de áreas tropicales del sur, donde el aire es cálido y húmedo. El aireque se asienta en estas áreas de alta presión conduce a inversiones de temperaturaelevada pero la frecuencia y la fuerza de estas no son tan significativas como lasque influyen en las costas occidentales de los continentes debido a la advección delaire cálido. Esta situación es típica en el sudeste de Estados Unidos, donde elsistema de presión alta de las Bermudas, situado en el océano Atlántico, influye enel transporte y la dispersión de los contaminantes.

Circulación general

La circulación general representa el flujo promedio de aire alrededor del mundo. Como losvientos pueden variar ampliamente respecto del promedio en cualquier tiempo y lugar, elestudio de los patrones de flujo promedio del viento puede servir para identificar lospatrones predominantes de circulación en ciertas latitudes y entender sus causas. Como seobservó en la lección 2, la fuerza que impulsa la circulación general es el calentamientoirregular de la superficie terrestre. Las regiones ecuatoriales reciben mucho más energía delsol que las polares. Las variaciones horizontales de la temperatura atmosférica, causadaspor el calentamiento irregular, determinan diferencias de presión que dirigen la circulaciónatmosférica.

Dada la complejidad de la circulación mundial del aire, se empezará por estudiar un modelosimple que explica cómo sería dicho proceso sin las complicaciones causadas por larotación de la Tierra y la irregularidad de su superficie. Si la Tierra no rotara y estuvieracompuesta por una superficie sólida uniforme, se podría observar un modelo de circulaciónmuy predecible del ecuador a los polos (véase la figura 3-9). El aire del ecuador, que recibemás radiación solar, sería mayor que el de los polos. Sería más cálido y ligero, y se elevaríadebido a la convección. A medida que el aire ecuatorial cálido se eleva, se producentormentas 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 moversehacia las regiones polares y se enfriaría a medida que se traslade. En los polos, el aire fríodenso 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 másfrío del polo norte remplazaría al aire cálido, ascendente desde el ecuador.

Figura 3-9.Circulación planetaria hipotética del aire si la Tierrano rotara y si tuviera una superficie uniforme

Sin embargo, la Tierra rota, lo que complejiza este flujo relativamente simple de aire. Elefecto de Coriolis es un factor principal que explica los patrones reales del flujo del airealrededor de la Tierra.

A continuación se explicará cómo actúa la fuerza de Coriolis en la circulación planetariadel aire. En el ecuador, el aire cálido se eleva y muchas veces se condensa en grandesnubarrones y tormentas. De este modo, se desarrolla una banda de presión baja alrededordel ecuador. Estas tormentas eléctricas liberan calor, que conduce el aire hacia partes másaltas de la atmósfera. Allí, el aire empieza a trasladarse lateralmente hacia los polos y seenfría a medida que se mueve. El aire empieza a convergir o “reunirse” a una alturaaproximada de 30° de latitud. La convergencia del aire hace que este se hunda o asiente enesta latitud. Esto determina la divergencia del aire en la superficie terrestre. A medida queel 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 subtropicalesporque era allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban al Nuevo Mundo. Eltérmino correspondiente en inglés es horse latitudes porque, según la leyenda, cuandoescaseaban los alimentos y las provisiones, generalmente los tripulantes se comían a loscaballos 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 ydesde 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 delecuador en una región denominada la zona intertropical de convergencia (ZITC). Esteaire 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 airesuperficial lo hace hacia los polos. La fuerza de Coriolis desvía estos vientos hacia el esteen ambos hemisferios. Estos vientos superficiales soplan del oeste al este y se denominanvientos prevalentes del oeste o vientos del oeste en ambos hemisferios. Entre laslatitudes de 30° a 60°, los sistemas móviles de presión y las masas de aire asociadas (que seabordarán posteriormente) ayudan a transportar la energía. La mayor parte del aire húmedode 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 vientospolares del este. Estos forman una zona de aire frío que sopla hacia el sudeste (hemisferiodel 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 airehúmedo y cálido, hacia el norte (hemisferio del norte) y, de ese modo, transporta energíacalorífica a las regiones polares. A medida que el aire húmedo y cálido, característico de losvientos del oeste, ejerce una presión sobre los del este, fríos y más secos, se desarrolla unclima tempestuoso. Por consiguiente, el frente polar generalmente está acompañado pornubes 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 diferenciashorizontales 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 susvelocidades oscilan entre 129 y 193 km (80 y 120 mph) según la latitud y la estación. Estosvientos 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 chorrogeneralmente es de este a oeste alrededor del globo, muchas veces desciende de norte a sural 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 kilómetroscuadrados y se extienden por miles de metros. Son volúmenes de aire relativamentehomogéneos con respecto a la temperatura y a la humedad, y adquieren las características de laregión 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, loscontaminantes liberados en una masa de aire se desplazan y dispersan dentro de ella. Las masasde aire son más frecuentes en ciertas regiones. Estas áreas se conocen como regiones de origeny determinan la clasificación de la masa de aire. Las masas de aire se clasifican como marítimaso continentales según tengan su origen en el océano o la Tierra, y como árticas, polares otropicales según la latitud de su origen. El cuadro 3-1 resume las características de las masas deaire. La figura 3-11 muestra las trayectorias típicas de las masas de aire en Norteamérica. Lafrontera entre masas de aire con características diferentes se denomina frente. Un frente no esuna pared marcada sino una zona de transición que muchas veces abarca varias millas. Losfrentes 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 Origen Propiedades SímboloÁrtica Regiones polares Temperaturas bajas, pero con

humedad relativa alta de verano, lamás fría de las masas de aire deinvierno

A

Polar continental* Áreas continentalessubpolares

Temperaturas bajas (crecientes con elmovimiento hacia el sur), pocahumedad, permanece constante

cP

Polar marítima Área subpolar y región ártica Temperaturas bajas, crecientes con elmovimiento, humedad alta

mP

Tropical continental Áreas subtropicales depresión alta

Temperaturas altas, bajo contenido dehumedad

cT

Tropical marítima Fronteras meridionales deáreas oceánicassubtropicales de presión alta

Temperaturas altas moderadas,humedad alta específica y relativa

mT

Nota: El nombre de una masa de aire, por ejemplo polar continental, se puede invertir acontinental 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 deaire 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 papelsignificativo en el tiempo y en el clima, y generalmente se trata independientemente de losdemás componentes del aire. En cualquiera de sus formas, la humedad atmosférica es un factorde humedad, nubosidad, precipitación y visibilidad. El vapor de agua y las nubes afectan latransmisión de la radiación tanto hacia como desde la superficie terrestre. A lo largo delproceso de evaporación, el vapor del agua también transporta calor latente al aire, lo cual le dauna función en el intercambio de calor (así como en el intercambio de humedad) entre la Tierray 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 yvapor. La cantidad neta de agua presente en la atmósfera al final de cualquier período para unadeterminada región es una suma algebraica total de la cantidad almacenada en un períodoprevio, la ganancia por evaporación, la ganancia o pérdida por transporte horizontal y lapérdida 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 detemperaturas diferentes. El frente frío (figura 3-12) es una zona de transición entre el airecálido 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 porcada kilómetro de distancia vertical cubierta por el frente, habrá de 50 a 150 km de distanciahorizontal cubierta. El aumento de aire cálido sobre un frente frío en avance y el enfriamientoexpansivo subsiguiente a este aire, conducen a nubosidades y precipitaciones de acuerdo con laposición del frente superficial (el frente superficial es el punto en el que el frente en avanceentra 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 ypresentan pendientes del orden de 1:100 a 1:300 debido a los efectos de fricción del borde desalida 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 formanfrentes ocluidos (figura 3-14). Los frentes ocluidos pueden ser llamados oclusiones de frentescálidos o fríos, como lo indica la figura 3-15. Sin embargo, cualquiera sea el caso, una masa deaire 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 precipitacionesresultantes de tal frente serán similares a las de un frente cálido (figura 3-13). A medida que elfrente 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 unoocluido. 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 airealrededor de este frente no se encuentran en movimiento. Será semejante al frente cálido en lafigura 3-13 y producirá condiciones climáticas similares. En la figura 3-16, se muestra un mapacon un frente estacionario. Las abreviaturas cP y mT representan las masas de aire de los tipospolar continental y del tropical marítimo. Un frente estacionario puede provocar malascondiciones 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 losfrentes relacionados con estas últimas son responsables de los cambios climáticos diarios que seproducen sobre la mayoría de las regiones de latitud media de la Tierra. Los sistemas de presiónbaja de latitudes medias se forman a lo largo de superficies frontales que separan masas de aireprovenientes de fuentes distintas, con características diferentes en cuanto a la humedad y latemperatura. La configuración de un sistema de presión baja está acompañada por la formaciónde una onda en el frente, consistente en un frente cálido y uno frío, ambos con un movimientocontrario a las agujas del reloj alrededor del sistema de presión baja. Este sistema se conocecomo ciclón. La figura 3-17 muestra el ciclo de vida de un ciclón típico. Como se recordará, lostriángulos indican los frentes fríos, y los semicírculos, los cálidos. Las cinco etapas presentadasaquí 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 producencuando el aire cálido se eleva sobre el frío y “entrampa” al aire frío por debajo. Cuando seproducen estas inversiones, la circulación del aire es relativamente escasa y el aire se estancatambién de manera relativa. Este entrampamiento frontal se puede producir ya sea con frentescálidos o con fríos. Como por lo general un frente cálido se desplaza más lentamente que unofrío y su superficie frontal se agita de manera más gradual, el entrampamiento generalmenteserá más importante con un frente cálido. Además, las velocidades del viento de bajo nivel ysuperficial delante de un frente cálido (dentro del sector entrampado) generalmente seráninferiores a las velocidades del viento detrás de un frente frío. La mayor parte delentrampamiento frontal cálido se producirá de norte a oeste desde una determinada fuentecontaminante, 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 otopografía. Los rasgos topográficos no sólo influyen en el calentamiento de la Tierra y del aireque 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 seindica 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 3-19: térmicamente (a través del calor) y geométricamente (o mecánicamente). La turbulenciatérmica se produce por el calentamiento diferencial. Los objetos emiten calor en tasasdistintas. 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 escausada por el viento que fluye sobre objetos de tamaños y formas diferentes. Por ejemplo, elflujo 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 seconsideran como planas para propósitos topográficos. En esta categoría están incluidos losocéanos, aunque tienen una textura de superficie, y los rasgos ligeramente ondulantes delterreno (figura 3-20)

Figura 3-20. Terreno plano

La turbulencia del viento sobre un terreno plano está limitada a la cantidad de accidentes de lasuperficie, ya sean naturales o hechos por el hombre. El cuadro 3-2 presenta una lista de loselementos superficiales, desde los rasgos de superficies lisas con poca influencia friccional hastalos 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, hieloMar en calmaArenaPlanicie, cubierta de nieveCésped cortadoCésped bajo, estepaTerreno plano y en barbechoCésped altoBosques con árboles bajosBosques con árboles altosAfueras de la ciudadCiudad

Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979.

Estos rasgos inducen un efecto friccional en la velocidad del viento y producen el conocidoperfil del viento con altura (figura 3-21). La figura 3-21 indica que la velocidad del vientoaumenta con la altitud en cada uno de los tres tipos de terrenos representados. Las áreasurbanas con construcciones densas y edificios altos ejercen una fuerza friccional grande sobre elviento haciendo que disminuya, cambie de dirección y se haga más turbulento. Porconsiguiente, 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 sobreel nivel del suelo.

Figura 3-21. Ejemplos de la variación del viento según la altura sobre superficies condiferentes rasgos topográficos (las figuras son porcentajes de los vientos degradiente).

Fuente: Turner, 1970.

La turbulencia térmica sobre un terreno plano se debe a rasgos naturales o producidos por elhombre. Por ejemplo, el agua no se calienta tan rápidamente durante el día pero el concreto lohace excepcionalmente bien. Durante la noche, el concreto libera grandes cantidades de calor alaire, el agua no. El aire se eleva sobre los objetos calentados en cantidades variables (figura 3-22). Como se observó en la lección 2, el fenómeno que se presenta cuando el aire se eleva sellama convección.

Figura 3-22. Calentamiento diferencial

Montaña/valle

El segundo tipo es el terreno con montañas y valles. Esta combinación, representada en lafigura 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 enlos terrenos complejos puede ser muy diferente y mucho más complicada que en los terrenosplanos. Los efectos del terreno complejo en la dispersión atmosférica han sido investigados enmodelos de fluidos y por medio de experimentos de campo.

La turbulencia mecánica en terrenos con montañas y valles siempre depende del tamaño, laforma y la orientación de los rasgos. Las numerosas combinaciones de terrenos montañosos ocon 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 airetiende a elevarse sobre un obstáculo que se presenta en su camino y una parte trata de abrirsepaso por los diferentes lados. Si una inversión de temperatura elevada (aire cálido sobre airefrío) cubre la mayor elevación, entonces el aire tratará de encontrar su camino por los costadosde la montaña. Cuando el flujo de aire es bloqueado, se produce un entrampamiento orecirculación del aire. Durante la noche, los cerros y las montañas producen flujos de vientosdescendientes porque el aire es más frío en grandes elevaciones. Por lo general, los vientosdescendientes son ligeros. Sin embargo, bajo condiciones correctas, se pueden producir vientosmás 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 eltamaño, la forma y la orientación de los rasgos. Si bien no es posible explicar todas lascombinaciones, se pueden presentar algunas generalidades. Las montañas y los valles secalientan de manera desigual debido al movimiento del sol en el cielo (figura 3-25). Por lamañana, el sol calienta e ilumina un lado de una montaña o valle. El otro lado todavía estaoscuro 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 lamañana. Después de la oscuridad, a medida que el aire se enfría debido al enfriamiento radial, elaire desciende al valle desde las colinas más altas.

La figura 3-26 muestra vientos descendentes y ascendentes que se producen durante el día y lanoche, respectivamente. En el caso de un valle, los vientos descendentes se pueden producir enlas pendientes opuestas del valle, lo que determina que el aire frío y denso se acumule odeposite en el suelo. Este aire frío se puede descender hacia el valle y causar el movimiento delaire debido al drenaje de aire frío. Además, como el aire frío desciende al suelo del valle, el aireen altura se vuelve más cálido. Esto da lugar a una inversión de temperatura que restringe eltransporte 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 yvalles debido al calentamiento solar.

Además, los vientos de un valle están encadenados debido a su forma. Los vientos soplanpredominantemente hacia la parte superior o hacia la parte baja del valle. Esto puede conducir aconcentraciones altas de contaminantes del aire en el suelo debido a que la geometría del vallerestringe las variaciones en la dirección del viento.

El otro efecto del calentamiento se debe a las características del suelo. Las áreas cubiertas porárboles se calentarán menos que las pendientes rocosas o los terrenos llanos. Para interpretar elefecto producido en un terreno complejo es importante tener un conocimiento detallado de lasáreas específicas que lo conforman.

Tierra/agua

El tercer tipo de terreno es una interfaz de Tierra/agua (figura 3-27). En parte debido a lacomodidad, muchas ciudades grandes están ubicadas cerca de cuerpos de agua. La tierra y elagua no sólo presentan superficies con accidentes de diferentes características, sino tambiéndistintas propiedades de calentamiento. Puede ser muy difícil predecir el flujo del aire y, por lotanto, 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 losobjetos que se encuentran sobre ella se calentarán y enfriarán rápidamente; el agua lo hacelentamente. Las temperaturas del agua no varían mucho de un día a otro o de una semana aotra. Experimentan cambios estacionales, con un retraso máximo de 60 días. Por ejemplo, lastemperaturas oceánicas más cálidas se producen desde fines del verano hasta inicios del otoño ylas 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 travésdel agua. Por otro lado, la radiación solar que cae sobre la Tierra sólo calentará las primeraspulgadas. Además, mientras el sol brilla sobre la superficie acuática, se produce la evaporacióny cierto calentamiento. La capa delgada del agua cercana al aire se enfría debido a laevaporación y se mezcla con la pequeña capa superficial calentada. Esta mezcla mantiene latemperatura del agua relativamente constante. Por otro lado, las superficies de la Tierra secalientan rápidamente, lo que hace que el aire adyacente se caliente, se haga menos denso y seeleve. El aire frío sobre el agua es atraído Tierra adentro. Es lo que se conoce como “brisamarina” (figura 3-28). Por la noche, el aire que está sobre la Tierra se enfría rápidamentedebido al enfriamiento radial, que hace que la temperatura de la Tierra disminuya másrápidamente que la del cuerpo adyacente de agua. Esto crea un flujo de retorno llamado “brisaterrestre” (figura 3-29). Las velocidades del viento en una brisa terrestre son ligeras; mientrasque las velocidades del viento en el mar pueden ser muy aceleradas. La presión diferencialsobre 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 brisasterrestres (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 delagua es bastante sensible al flujo del aire. A medida que aumenta la velocidad del viento, lasuperficie del agua se altera y se forman olas. Cuando los vientos fuertes causan olas, lasuperficie del agua deja de ser tan calma como cuando había viento ligero. Sin embargo, elagua 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 lacreciente influencia friccional (mayor turbulencia). La magnitud del cambio de direccióndepende 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 ala presencia de elementos hechos por el hombre. La influencia térmica domina la de loscomponentes friccionales (figura 3-31). Materiales de construcción como el ladrillo y elconcreto absorben y retienen el calor de manera más eficiente que el suelo y la vegetación delas áreas rurales. Cuando el sol se pone, el área urbana continúa irradiando calor desde losedificios, las superficies pavimentadas, etc. El aire que este complejo urbano calienta, asciendey crea un domo sobre la ciudad. Este fenómeno se llama efecto de la isla calórica. La ciudademite calor durante toda la noche. Recién cuando el área urbana empieza a enfriarse, sale el soly empieza a calentar el complejo urbano nuevamente. Por lo general, debido al continuocalentamiento, 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 unterreno complejo. Los edificios, separados y en conjunto, alteran el flujo del aire: mientras másaltos sean, más aire se distribuye. Además, las áreas públicas canalizan y dirigen el flujo demaneras intrincadas. Así como es imposible predecir detalles exactos sobre superficies conmontañas y valles, se carece de una descripción exacta del flujo en las áreas urbanas.


1. El calentamiento del aire su presión.

a. Aumentab. 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 haciala en el hemisferio norte.

a. Derechab. Izquierda

4. En realidad, en relación con la fuerza de Coriolis, el viento sigue un camino _________mientras que la Tierra rota.

a. Curvob. Recto

5. Los vientos fuertes están relacionados con isobaras espaciadas _______________________ .

6. La pendiente entre las isobaras refleja la _________________________________________ .

7. El viento geostrófico:

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

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

9. ¿Cuál de las siguientes afirmaciones sobre la relación entre la fricción y el efecto de Coriolises correcta?

a. A medida que la fricción aumenta, el efecto de Coriolis sobre la dirección del vientodisminuye.

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

aumenta.c. 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 sedenomina ___________________ _____________________ ___________________ .

11. En el hemisferio Sur, la dirección del flujo del aire alrededor de un ciclón es ________ .

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

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

a. Convergeb. Diverge

13. ¿Verdadero o falso? El aire convergente en el ecuador se denomina zona de convergenciaintertropical.


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 origenen _______________________ o y su _______________ .

18. Mencione dos masas de aire de la Tierra.

___________________________________. .

19. Los frentes avanzan como una cuña empinada de aire.

a. Cálidosb. Fríosc. Ocluidos

20. Los frentes separan el aire cálido en avance del aire frío en retirada.

a. Cálidosb. Fríosc. Ocluidos

21. Por lo general, los frentes presentan nubes y precipitaciones que siguen laposición del frente superficial.

a. Cálidosb. Fríos

22. La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente ________________ .

a. Cálidob. Ocluidoc. Estacionariod. 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 quecon frentes fríos porque los primeros generalmente se mueven más lentamente y sussuperficies se inclinan de manera más gradual.


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 superficiesdebido a la presencia de elementos hechos por el hombre.



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 haciala derecha en el hemisferio norte.

4. b. Recto

En realidad, en relación con la fuerza de Coriolis, el viento sigue un camino recto mientras laTierra 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 lasisobaras.

8. Capa límite planetaria (o capa límite atmosférica)

La sección de la atmósfera más próxima a la superficie terrestre donde la fricción influye en elviento se denomina capa límite planetaria o atmosférica.

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

A medida que la fricción aumenta, la velocidad del viento disminuye. Esto se explica porquela 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 sedenomina 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 delreloj.

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 denominancorrientes de chorro.

15. Masas de aire

Los frentes generalmente separan las masas de aire.

16. TemperaturaHumedad

La uniformidad de una masa de aire se basa en dos características físicas: la temperatura y elcontenido de humedad.

17. TierraMarLatitud

Los nombres de las masas de aire surgen de las regiones de donde provienen, según el origenen 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 delfrente superficial.

22. d. Cálido, ocluido o estacionario

La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente cálido, ocluido oestacionario.

23. a. Fríob. Cálidoc. Ocluidod. Estacionario

24. a. Verdadero

El entrampamiento frontal generalmente es peor con frentes cálidos que con frentes fríosporque los primeros se suelen mover más lentamente y sus superficies se inclinan de maneramás 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 deelementos 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: AcademicPress.

Turner, D.B., 1970. Workbook of Atmospheric Dispersion Estimates. EPA AP-26. U.S.Environmental Protection Agency.


Lección 4Circulación vertical y estabilidadatmosférica

En esta lección se describe la estructura vertical de la atmósfera, la estabilidad atmosférica y sucorrespondiente circulación vertical. Para facilitar la explicación de las condiciones atmosféricasque 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 surelación 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 verticalesadiabáticos secos, adiabáticos húmedos y ambientales.

3. Describir las condiciones estables, inestables y neutrales.

4. Identificar la categoría de estabilidad atmosférica representada en un diagramaadiabático.

5. Describir cómo influyen la estabilidad atmosférica y las inversiones en la dispersiónde 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 lascondiciones atmosféricas.

Introducción

En la lección anterior se revisó la circulación horizontal de la atmósfera. La circulación verticales igualmente importante en la meteorología de la contaminación atmosférica ya que el gradoen que se produce permite determinar la cantidad de aire disponible para la dispersión de loscontaminantes. La circulación vertical se puede atribuir a sistemas de presión alta y baja, a laelevación del aire sobre terrenos o frentes y a la convección. Para comprender los mecanismosy las condiciones de la circulación vertical, es necesario conocer algunos de sus principiosbásicos. Por lo tanto, antes de abordar la inestabilidad, la estabilidad y el comportamiento de lapluma, presentaremos estos principios. También discutiremos la inversión, fenómeno en el quela 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 airecircundante. El intercambio de calor entre la porción de aire y sus alrededores es mínimo ysu temperatura, generalmente uniforme. Una porción de aire es análoga al aire contenido enun 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) seeleva 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 altitudmayor, 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 decalor de la superficie terrestre, por ejemplo), comienza a expandirse y enfriarse ya que latemperatura de la porción es mayor que el aire circundante, es también menos densa. Estohace que la porción se eleve o flote. Al elevarse, también se expande, con lo cualdisminuye su presión y, por lo tanto, también su temperatura. El enfriamiento inicial de unaporción de aire produce el efecto contrario. Es decir, mientras que el aire cálido se eleva yenfría, el aire frío desciende y se calienta.

El grado en el que una porción de aire se eleva o desciende depende de la relaciónexistente entre su temperatura y la del aire circundante. Mientras más alta sea latemperatura de la porción de aire, esta se elevará, mientras más fría, descenderá. Cuando latemperatura de la porción de aire y la del aire circundante son iguales, la porción no seelevará 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 temperaturadel aire cambia con la altura. El verdadero gradiente vertical de temperatura de laatmósfera es aproximadamente de 6 a 7 °C por km (en la troposfera) pero varía muchosegún el lugar y la hora del día. Una disminución de temperatura con la altura se definecomo un gradiente vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura como unopositivo.

El comportamiento de la atmósfera cuando el aire se desplaza verticalmente depende de laestabilidad atmosférica. Una atmósfera estable resiste la circulación vertical; el aire que sedesplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posición inicial. Esta característica dela atmósfera le confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire. Paracomprender la estabilidad atmosférica y su importancia en la dispersión de lacontaminación, es fundamental al entender los mecanismos de la atmósfera porque estánrelacionados con la circulación atmosférica vertical.

Gradiente adiabático seco

Una porción de aire en su mayor parte no intercambia calor traspasando sus fronteras. Porconsiguiente, una porción de aire más cálida que el aire circundante no transfiere calor a laatmósfera. Cualquier cambio de temperatura producido en la porción de aire se debe aaumentos o disminuciones de la actividad molecular interna. Estas modificaciones seproducen adiabáticamente y se deben sólo al cambio de la presión atmosférica provocadopor el movimiento vertical de la porción de aire. Un proceso adiabático es aquel en el que nose 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 adiabáticoseco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un gradiente vertical de –9,8 °C/1.000 m. De manerasimilar, una porción de aire seco que se hunde en la atmósfera se calienta en el gradienteadiabático seco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un gradiente vertical de 9,8 °C/1.000 m. Eneste contexto, se considera que el aire es seco ya que el agua que contiene permanece enestado 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 enel gradiente de 9,8 °C/1.000 m, independientemente de cuál haya sido su temperatura inicialo la del aire circundante. Como se verá más adelante, el gradiente vertical adiabático seco esfundamental en la definición de la estabilidad atmosférica.

Un diagrama adiabático simple demuestra la relación entre la elevación y la temperatura. Enla figura 4-1, las líneas punteadas indican el gradiente vertical adiabático seco con diversastemperaturas al inicio y a lo largo del eje horizontal. Se debe recordar que la pendiente de lalínea 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 elgradiente vertical adiabático seco hasta que alcance su temperatura de condensación o puntode rocío. En este punto, la presión del vapor de agua iguala a la del vapor de saturación delaire y una parte del vapor de agua se comienza a condensar. La condensación libera calorlatente en la porción de aire y, por consiguiente, el gradiente de enfriamiento de la porcióndisminuye. La figura 4-2 ilustra este nuevo gradiente, conocido como gradiente verticaladiabático húmedo. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no es constantepero depende de la temperatura y la presión. Sin embargo, en la mitad de la troposfera, seestima 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 muestrael gradiente vertical del ambiente. Este, algunas veces denominado gradiente verticalprevalente o atmosférico, es el resultado de complejas interacciones complejas producidaspor factores meteorológicos y generalmente se considera que consiste en una disminución enla temperatura con la altura. Es particularmente importante para la circulación vertical, yaque la temperatura del aire circundante determina el grado en el que una porción de aire seeleva o desciende. Como se indica en la figura 4-3, el perfil de la temperatura puede variarconsiderablemente con la altitud; algunas veces puede alcanzar gradientes mayores que eladiabático seco y en otras ocasiones, menores. El fenómeno producido cuando latemperatura aumenta con la altitud se conoce como inversión de la temperatura. En lafigura 4-4, esta inversión se produce en elevaciones de 200 a 350 m. Esta situación esimportante principalmente en la contaminación del aire porque limita la circulación verticalde 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 enque el gradiente adiabático influye en la flotabilidad. En cada situación asuma que el globose infla con aire a 20 °C en el nivel del suelo y luego es impulsado manualmente a unaaltura de 1 km (por ejemplo, por el viento sobre la cresta de una montaña). El aire delglobo se expandirá y enfriará a aproximadamente 10 °C. La elevación o caída del globodebido a la descarga depende de la temperatura y la densidad del aire circundante. En lasituación “A”, el globo se elevará porque permanece más cálido y menos denso que el airecircundante. 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 unaporción de aire se calienta cerca de la superficie y se eleva, y otra desciende para tomar sulugar. La relación entre el gradiente vertical adiabático y el gradiente vertical ambiental deberíaser visible entonces. Este último controla el grado en el que una porción de aire puede elevarseo descender.

En un diagrama adiabático, como el de la figura 4-6, el punto en el que la porción de aire quese enfría en el gradiente vertical adiabático seco intersecta la “línea” perfil de latemperatura ambiental se conoce como altura de mezcla. Este es el nivel máximo al que laporción de aire puede ascender. Cuando no se produce ninguna intersección (cuando elgradiente vertical ambiental es mucho mayor que el gradiente vertical adiabático), la alturade mezcla se puede extender a mayores alturas en la atmósfera. El aire que se encuentradebajo de la altura de mezcla conforma la capa de mezclado. Mientras más profunda seaesta capa, mayor será el volumen de aire disponible para la dispersión de loscontaminantes.

Figura 4-6. Altura de mezcla

Estabilidad atmosférica

El grado de estabilidad atmosférica se determina a partir de la diferencia de temperaturaentre una porción de aire y el aire circundante. Este contraste puede causar el movimientovertical de la porción (esto es, su elevación o caída). Este movimiento se caracteriza porcuatro condiciones básicas que describen la estabilidad general de la atmósfera. Encondiciones estables, el movimiento vertical se inhibe, mientras que en condicionesinestables la porción de aire tiende a moverse continuamente hacia arriba o hacia abajo. Lascondiciones neutrales no propician ni inhiben el movimiento del aire después del gradientede calentamiento o enfriamiento adiabático. Cuando las condiciones son extremadamenteestables, el aire frío cercano a la superficie es “entrampado” por una capa de aire cálidosobre este. Esta condición, denominada inversión, prácticamente impide la circulaciónvertical del aire. Estas condiciones están directamente relacionadas con las concentracionesde contaminantes en el aire ambiental.

Condiciones inestables

Recuerde que una porción de aire que empieza a elevarse se enfriará en el gradiente adiabáticoseco hasta que alcance su punto de rocío, en el que se enfriará en el gradiente adiabáticohúmedo. Esto supone que la atmósfera circundante tiene un gradiente vertical mayor que elgradiente vertical adiabático (con un enfriamiento a más de 9,8 °C/1.000 m), de modo quela porción que se eleva seguirá siendo más cálida que el aire circundante. Este es ungradiente superadiabático. Como se indica en la figura 4-7, la diferencia de temperaturaentre 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 terrestrepuede hacer que se caliente y empiece a elevarse nuevamente. Bajo estas condiciones, lacirculación vertical en ambas direcciones aumenta y se produce una mezcla verticalconsiderable. El grado de inestabilidad depende de la importancia de las diferencias entre losgradientes verticales ambientales y los adiabáticos secos. La figura 4-8 muestra condicionesligeramente inestables y condiciones muy inestables.

Figura 4-8. Condiciones inestables

Las condiciones inestables más comunes se producen durante los días soleados con vientosde bajas velocidades y fuerte insolación. La Tierra absorbe rápidamente el calor y transfiereparte de este a la capa de aire superficial. Si las propiedades térmicas de la superficie sonuniformes, es posible que exista una masa flotante de aire, o numerosas porciones de aire sidichas propiedades varían. Cuando el aire se calienta, se vuelve menos denso que el airecircundante y se eleva.

Otra condición que puede conducir a la inestabilidad atmosférica es la producción deciclones (sistema de presión baja), caracterizados por aire ascendente, nubes yprecipitación.

Condiciones neutrales

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

Figura 4-9. Condiciones neutrales

Condiciones estables

Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente vertical adiabático (seenfría a menos de 9,8 °C/1.000 m), el aire es estable y resiste la circulación vertical. Este esun gradiente vertical subadiabático. El aire que se eleva verticalmente permanecerá másfrío y, por lo tanto, más denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza deelevación, el aire que se elevó regresará a su posición original (figura 4-10). Lascondiciones 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 unaporción 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 enfriarsemás lentamente en el gradiente vertical adiabático húmedo. Este cambio en el gradiente deenfriamiento puede modificar las condiciones de estabilidad. La inestabilidad condicional seproduce cuando el gradiente vertical ambiental es mayor que el gradiente verticaladiabático 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, sobreeste.

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 analogíases ilustrar las diferentes condiciones de estabilidad atmosférica. La figura 4-12 (a) describecondiciones atmosféricas estables. Nótese que cuando se elimina la fuerza de elevación, el carroregresa 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 ypermanece 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 sobreel 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. Estasituación es muy común pero generalmente está confinada a una capa relativamentesuperficial. Las plumas emitidas a las capas de aire que experimentan una inversión (capasinvertidas) no se dispersan mucho al ser transportadas por el viento. Las plumas emitidaspor encima o por debajo de una capa invertida no penetran en ella sino que quedanentrampadas. 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 conlas inversiones ya que estas inhiben la dispersión de las plumas. Los cuatro tipos deinversión principales se deben a diversas interacciones atmosféricas y presentan diferentesperíodos 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 producecon el enfriamiento acelerado de la superficie terrestre. A medida que la Tierra seenfría, la capa de aire cercana a la superficie también lo hace. Si este aire se enfría a unatemperatura menor que la del aire de la capa superior, se vuelve muy estable y la capade aire cálido impide cualquier movimiento vertical.

Las inversiones por radiación generalmente se producen desde las horas finales de latarde 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 lasinversiones nocturnas por radiación, determinan la inestabilidad durante el día. Losciclos de inestabilidad a lo largo del día e inversiones durante la noche son

relativamente comunes. Por consiguiente, los efectos de las inversiones por radiacióngeneralmente son de corta duración. Los contaminantes que quedan entrampadosdebido a las inversiones son dispersados por la vigorosa mezcla vertical producidacuando la inversión se interrumpe después del amanecer. La figura 4-14 ilustra esteciclo diurno.

Figura 4-14. Ciclo diurno

Sin embargo, en algunos casos el calentamiento diario que sigue a una inversiónnocturna por radiación puede no ser lo suficientemente fuerte para disminuir la capa deinversión. Por ejemplo, una niebla espesa puede acompañar la inversión y reducir elefecto de la luz solar al día siguiente. En condiciones adecuadas, pueden generarsevarios días de inversión por radiación con altas concentraciones de contaminantes. Esmuy probable que esta situación ocurra en un valle cerrado, donde el movimientonocturno descendente del aire frío puede reforzar una inversión por radiación ypropiciar la formación de niebla.

En los lugares donde las inversiones por radiación son comunes y tienden a estarrelativamente cerca de la superficie, las chimeneas altas que emiten contaminantes sobrela capa de inversión pueden ayudar a reducir las concentraciones de estas sustancias enel nivel superficial.

Inversión por subsidencia

La inversión por subsidencia (figura 4-15) generalmente está asociada con losanticiclones (sistemas de alta presión). Se debe recordar que el aire de un anticiclóndesciende y fluye hacia afuera con una rotación que sigue la dirección de las agujas delreloj. 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, estecalentamiento se produce en un gradiente más acelerado que el gradiente verticalambiental. Durante el día, la capa de inversión resultante de este proceso con frecuenciase eleva a cientos de metros sobre la superficie. Durante la noche, la base de unainversión por subsidencia generalmente desciende, quizás hasta llegar al suelo, debido alenfriamiento del aire superficial. En efecto, los días despejados y sin nubescaracterísticos de los anticiclones propician las inversiones por radiación, de modo quese puede producir una inversión superficial durante la noche y una elevada durante eldía. Si bien la capa de mezcla que se encuentra debajo de la inversión puede variardiariamente, nunca será muy profunda.

Figura 4-15. Inversión por subsidencia

A diferencia de las que se producen por radiación, las inversiones por subsidencia tienenuna duración relativamente larga. Esto se debe a su relación tanto con los anticiclonessemipermanentes centrados en cada océano como con los anticiclones migratorios demovimiento lento.

Cuando un anticiclón se estanca, los contaminantes emitidos dentro de la capa demezcla no se pueden diluir. Como resultado, es probable que las concentraciones decontaminantes se eleven durante algunos días. Los casos más graves de contaminacióndel aire en Estados Unidos se han producido o bien por un anticiclón migratorioestancado (por ejemplo, el de Nueva York en noviembre de 1966 y el de Pensilvania enoctubre 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 relacionadatanto con los frentes fríos como con los cálidos. En el avance de cada frente, el airecálido desplaza al frío, de modo que se produce una circulación vertical mínima en lacapa de aire frío más cercana a la superficie (figura 4-16). La fuerza de la inversióndepende 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 lafalta de movimiento vertical suele compensarse con los vientos relacionados con el pasofrontal.

Sin embargo, cuando los frentes se vuelven estacionarios, las condiciones de inversiónpueden 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 yconvección enfrían el aire más cercano a la superficie y conducen a una inversiónbasada en la superficie (figura 4-17). Este tipo de inversión es más común durante elinvierno, cuando el aire cálido pasa sobre una superficie cubierta de nieve oextremadamente fría.

Figura 4-17. Inversión por advección basada en la superficie

Otro tipo de inversión por advección se produce cuando el aire cálido es impulsadosobre la parte superior de una capa de aire frío. Este tipo de inversión es común en laspendientes 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. Ambostipos de inversiones son verticalmente estables pero pueden presentar vientos fuertesbajo 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 efectoen las concentraciones de contaminantes en el aire ambiental. Si bien en la discusión sobre lamezcla vertical no hemos abordado el movimiento horizontal del aire, o el viento, es importantesaber que este se produce bajo condiciones de inversión. Los contaminantes que no se puedendispersar hacia arriba lo pueden hacer horizontalmente a través de los vientos superficiales.

La combinación de los movimientos verticales y horizontales del aire influye en elcomportamiento de las plumas de fuentes puntuales (chimeneas). En la lección 6 se revisa másdetalladamente la dispersión de las plumas. Sin embargo, en esta lección se describirán losdiversos 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 laturbulencia causada por el acelerado giro del aire. Mientras las condiciones inestablesgeneralmente son favorables para la dispersión de los contaminantes, algunas veces se puedenproducir altas concentraciones momentáneas en el nivel del suelo si los espirales de la pluma semueven hacia la superficie.

Figura 4-19. Pluma de espiral

La pluma de abanico (figura 4-20) se produce en condiciones estables. El gradiente deinversión inhibe el movimiento vertical sin impedir el horizontal y la pluma se puede extenderpor varios kilómetros a sotavento de la fuente. Las plumas de abanico ocurren con frecuenciaen 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 ligeramenteestables. Este tipo de plumas tiene mayor probabilidad de producirse en días nubosos osoleados, entre la interrupción de una inversión por radiación y el desarrollo de condicionesdiurnas inestables.

Figura 4-21 Pluma de cono

Obviamente, un problema importante para la dispersión de los contaminantes es la presencia deuna capa de inversión, que actúa como una barrera para la mezcla vertical. Durante unainversión, la altura de una chimenea en relación con la de una capa de inversión muchas vecespuede 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 unapluma sobre esta da lugar a una dispersión efectiva sin concentraciones notorias en el nivel delsuelo 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 unagrave situación de contaminación del aire. Ya que el suelo se calienta durante la mañana, el aireque se encuentra debajo de la mencionada capa se vuelve inestable. Cuando la inestabilidadalcanza el nivel de la pluma entrampada bajo la capa de inversión, los contaminantes se puedentransportar rápidamente hacia abajo hasta llegar al suelo (figura 4-23). Este fenómeno seconoce como fumigación. Las concentraciones de contaminantes en el nivel del suelo puedenser muy altas cuando se produce la fumigación. Esta se puede prevenir si las chimeneas sonsuficientemente altas.

Figura 4-23. Fumigación

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


1. Un pequeño cuerpo de aire infinitesimal y nítido, de aire que no se mezcla fácilmente con elaire circundante, se denomina:

a. Columna de aireb. Masa de airec. Porción de aired. Globo de aire calientee. b y c

2. La temperatura del aire a medida que la presión atmosféricaaumenta.

a. Se incrementab. 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 elevab. Desciendec. Permanece en el mismo lugar

5. El gradiente ambiental o prevalente se puede determinar a partir de:

a. La tasa de cambio de presión en la atmósferab. La tasa de aire húmedo versus el cambio de presiónc. El perfil de la temperatura atmosféricad. La tasa del paso del sistema frontal

6. Los cambios de temperatura de una porción de aire producidos por modificaciones en lapresión atmosférica se denominan:

a. Advectivosb. Adiabáticosc. Pendientesd. Prevalentes

7. El gradiente adiabático seco es:

a. –6 °C/1.000 mb. <1 °C/1.000 mc. –9,8 °C/1.000 md. –7,5 °C/1.000 m

8. ¿Verdadero o falso? El gradiente adiabático seco es fijo y totalmente independiente de latemperatura del aire ambiental.


9. Una porción de aire desplazada se enfría en el gradiente adiabático cuando se ___________ .

10. En el gradiente adiabático húmedo, la tasa de enfriamiento de la porción de aire generalmentees:

a. La misma que en el gradiente secob. Menor que en el gradiente secoc. Más acelerada que en el gradiente seco

11. El perfil real de la temperatura del aire ambiental se puede usar para determinar el gradiente____________.

12. ¿Verdadero o falso? El gradiente ambiental influye en el grado en el que una porción de airepuede elevarse o descender.


13. El nivel máximo al que una porción de aire puede elevarse bajo determinadas condiciones seconoce como:

a. Nivel ascendente/descendenteb. Vaguada de mezclac. Tasa de humedadd. Altura de mezclae. Capa de mezcla

14. El gradiente adiabático para una determinada porción de aire intersecta el gradiente ambientalen:

a. La vaguada de mezclab. La tasa de humedad

c. La altura de mezclad. Ninguna de las anteriores

15. Una gran capa de mezcla implica que los contaminantes del aire tienen un volumen deaire para la dilución.

a. Mayorb. Menor

16. ¿Verdadero o falso? Una atmósfera estable resiste el movimiento vertical.


17. La mezcla vertical causada por la flotabilidad aumenta cuando las condiciones atmosféricasson:

a. Inestablesb. Neutrasc. Establesd. Extremadamente estables

18. Las condiciones atmosféricas inestables generalmente se desarrollan durante:

a. Días nubososb. Días soleadosc. Noches nubosasd. Noches claras

19. Durante los días nubosos sin calentamiento fuerte de la superficie, las condicionesatmosféricas tienden a ser:

a. Inestablesb. Neutrasc. Establesd. Extremadamente estables

20. En este diagrama, una porción de aire desplazada se satura en una elevación de 2 km. ¿Cuálde las siguientes condiciones de estabilidad representa el siguiente diagrama?

a. Estable bajo 1 kmb. Estabilidad condicional sobre 1 kmc. Neutral de 0 a 2 kmd. Inestabilidad condicional sobre 2 km

21. Una actúa como una tapa en el movimiento vertical del aire.

22. Cuando la superficie terrestre se enfría rápidamente -por ejemplo, en el intervalo entre lasúltimas horas de la noche y las primeras de la mañana con el cielo despejado- es probable quese produzca una inversión _______________________________ .

23. Cuando se produce una fuerte mezcla vertical después de una inversión por radiación, lasplumas contaminantes:

a. Se quedarán atrapadas cerca de la superficieb. Se dispersarán lejos de su fuente

24. ¿Verdadero o falso? Un sistema de presión alta puede causar una inversión por subsidencia.


25. La inversión por subsidencia está relacionada con porque generalmente seforma en una capa muy alta sobre la superficie durante el día.

26. Por lo general, una inversión por subsidencia tiende a durar un período relativamente ____________________ en comparación con la inversión por radiación.

a. Cortob. Largo

27. Las inversiones basadas en la superficie relacionadas con el flujo horizontal del aire, comocuando el aire cálido circula sobre una superficie fría, se denominan inversiones _________ .

a. Por subsidenciab. Frontalesc. Por advecciónd. Adiabáticas

28. La pluma es característica de condiciones neutrales o ligeramenteestables.

a. De abanicob. De espiralc. De conod. De flotación

29. ¿Cuál es el nombre de la pluma que aparece en esta figura? ________________________ .

30. ¿A qué pluma representa este gradiente y altura de chimenea? ______________________ .

31. Una pluma de abanico generalmente se produce bajo condiciones atmosféricas:

a. Altamente establesb. Establesc. Neutras

32. La pluma de espiral puede causar concentraciones de contaminantes del aire enel nivel del suelo.

33. Si la pluma se libera justo una capa de inversión, se puede producir unagrave situación de contaminación.

a. Debajo deb. Sobre

34. Este dibujo muestra una pluma _______________________________ .

a. De conob. De espiralc. De fumigaciónd. De flotación

Respuestas al ejercicio de revisión1. c. Porción de aire

Un pequeño cuerpo de aire infinitesimal y nítido, que no se mezcla fácilmente con el airecircundante, se denomina porción de aire.

2. a. Aumenta

La temperatura del aire se incrementa a medida que la presión atmosférica aumenta.

3. Temperatura y presión

La temperatura y la presión son los dos factores atmosféricos que influyen en la flotabilidadde una porción de aire.

4. b. Desciende

Si la temperatura de una porción de aire es más fría que el aire circundante, generalmentedesciende.

5. c. El perfil de la temperatura atmosférica

El gradiente ambiental o prevalente se puede determinar a partir del perfil de la temperaturaatmosférica.

6. b. Adiabático

Los cambios de temperatura de una porción de aire producidos por las modificaciones en lapresión atmosférica se denominan adiabáticos.

7. c. -9,8 °°C/1.000 m

El gradiente adiabático seco es -9,8 °C/1.000 m

8. a. Verdadero

El gradiente adiabático seco es fijo y totalmente independiente de la temperatura del aireambiental.

9. Satura

Una porción de aire desplazada se enfría en el gradiente adiabático cuando se satura.

10. b. Menor que la del gradiente seco

En el gradiente adiabático húmedo, la tasa de enfriamiento de la porción de aire generalmentees menor que en el gradiente seco.

11. Ambiental

El perfil real de la temperatura del aire ambiental se puede usar para determinar el gradienteambiental.

12. a. Verdadero

El gradiente ambiental influye en el grado en el que una porción de aire puede elevarse odescender.

13. c. Altura de mezcla

El nivel máximo al que una porción de aire puede elevarse bajo determinadas condiciones seconoce como la altura de mezcla.

14. c. Altura de mezcla

El gradiente adiabático para una determinada porción de aire intersecta el gradiente ambientalen la altura de mezcla.

15. a. Mayor

Una gran capa de mezcla implica que los contaminantes del aire tienen un mayor volumen deaire para la dilución.

16. a. Verdadero

Una atmósfera estable resiste el movimiento vertical.

17. a. Inestable

La mezcla vertical causada por la flotabilidad aumenta cuando las condiciones atmosféricasson inestables.

18. b. Días soleados

Las condiciones atmosféricas inestables generalmente se desarrollan durante los díassoleados.

19. b. Neutrales

Durante los días nubosos sin calentamiento fuerte de la superficie, las condicionesatmosféricas tienden a ser neutrales.

20. d. Inestabilidad condicional sobre 2 km

El diagrama representa la inestabilidad condicional sobre 2 km.

21. Inversión

Una inversión actúa como una tapa en el movimiento vertical del aire.

22. Por radiación

Cuando la superficie terrestre se enfría rápidamente -por ejemplo en el intervalo entre lasúltimas horas de la noche y las primeras de la mañana con cielo despejado- es probable que seproduzca una inversión por radiación.

23. b. Se dispersarán lejos de su fuente

Cuando se produce una fuerte mezcla vertical después de una inversión por radiación, lasplumas contaminantes se dispersarán lejos de su fuente.

24. a. Verdadero

Un sistema de presión alta puede causar una inversión por subsidencia.

25. Anticiclones

La inversión por subsidencia está relacionada con los anticiclones porque generalmente seforma en una capa muy alta sobre la superficie durante el día.

26. b. Largo

Por lo general, una inversión por subsidencia tiende a durar un período relativamente largo encomparación con la inversión por radiación.

27. c. Advección

Las inversiones basadas en la superficie relacionadas con el flujo horizontal del aire, comocuando el aire cálido circula sobre una superficie fría, se denominan inversiones poradvección.

28. c. De cono

La pluma de cono es característica de condiciones neutrales o ligeramente estables.

29. De espiral

Esta figura muestra una pluma de espiral.

30. Pluma de flotación

Este gradiente y esta altura de chimenea representan una pluma de flotación.

31. b. Estables

Una pluma de abanico generalmente se produce bajo condiciones atmosféricas estables.

32. Altas

La pluma de espiral puede causar altas concentraciones de contaminantes del aire en el niveldel suelo.

33. a. Debajo

Si la pluma se libera justo debajo de una capa de inversión, se puede producir una gravesituación de contaminación.

34. c. Fumigación

Este dibujo muestra una pluma de fumigación.

Bibliografía

Drake, R.L. y otros, 1979. Mathematical Models for Atmospheric Pollutants. EA-1131.Preparado para el Electric Power Research Institute

Hanna, S.R. y otros, 1982. Handbook on Atmospheric Diffusion. U.S. Dept. ofEnergy. DOE/tic-11223, pp.2-4.

Turner, D.B. 1970. Workbook of Atmospheric Dispersion Estimates. EnvironmentalProtection Agency, Office of Air Programs, Research Triangle Park, Carolina del Norte.

Stern, A.C. y otros, 1984. Fundamentals of Air Pollution. Second Edition. Nueva York: AcademicPress


Lección 5Instrumentos meteorológicos

Meta

Familiarizar al lector con los instrumentos meteorológicos que sirven para medir yregistrar las variables atmosféricas de velocidad, dirección del viento, temperatura,radiación solar y altura de mezcla, estas son las variables útiles para los estudios decontaminación del aire en exteriores.

Objetivos

Al completar esta lección, el lector estará capacitado para:

1. Enumerar las cuatro variables meteorológicas claves para los estudios decontaminación del aire en exteriores.

2. Identificar dos tipos de instrumentos para medir la velocidad del viento y describirbrevemente cómo opera cada uno.

3. Identificar un instrumento para medir la dirección del viento y describir brevementecómo opera.

4. Describir cómo se deben ubicar los instrumentos y la importancia de hacerlo en unlugar adecuado.

5. Describir cómo se mide la radiación solar.

6. Describir cómo se miden las alturas de mezcla.

7. Explicar la importancia de mantener un plan de aseguramiento (del inglés assurance)de la calidad.

Introducción

Para entender y predecir el transporte y la dispersión de los contaminantes del aire en exterioreses importante comprender los procesos atmosféricos básicos que influyen en los contaminantesde la atmósfera. La medición y el registro de las variables meteorológicas permite obtenerinformación necesaria para controlar la descarga de los contaminantes del aire en la atmósfera ypara comprender el transporte y la dispersión de los contaminantes emitidos al aire. Estasvariables pueden servir para hacer predicciones cualitativas y cuantitativas sobre lasconcentraciones de contaminantes en el aire en exteriores.

Las variables meteorológicas que influyen en el transporte y la dispersión del aire incluyen laintensidad de la turbulencia atmosférica y la velocidad y la dirección del viento. La intensidadde la turbulencia atmosférica generalmente se conoce como estabilidad atmosférica. En lalección 6, se presenta una caracterización de la estabilidad atmosférica para los modelos de ladispersión atmosférica, incluida la medición de la temperatura, la intensidad de la radiaciónsolar y la velocidad del viento. La altura de mezcla, otra variable atmosférica que influye en eltransporte y la dispersión de los contaminantes del aire, generalmente se calcula a partir de losdatos reportados a través de radiosondas (una radiosonda es un instrumento transportado porglobos que mide las variables atmosféricas y transmite los datos a una estación en la tierra,donde se crea un perfil de la atmósfera).

El tema central de esta lección será revisar el instrumental requerido para medir las variablesmeteorológicas más útiles en los estudios de contaminación del aire; es decir, la velocidad y ladirección del viento, la temperatura ambiental y la diferencia de la temperatura vertical, laradiación solar y la altura de mezcla.

Se dispone de varios sistemas para medir estos parámetros atmosféricos. La elección de lossensores apropiados depende del tipo de aplicación que se les dará a los datos. Además de lossensores, podrán necesitarse otros equipos para el condicionamiento de la señal y la grabación ytal vez, para el registro electrónico de los datos. Para asegurar la recolección de datosrepresentativos, es necesario seguir rigurosos procedimientos de identificación, instalación ymantenimiento de los instrumentos.

Velocidad del viento

Si bien el viento es una cantidad vectorial y se puede considerar una variable primaria pornaturaleza, por lo general en velocidad (la magnitud del vector) y dirección (la orientación delvector) se consideran variables independientes. La velocidad del viento determina la cantidadde dilución inicial que experimenta una pluma. Por lo tanto, la concentración de contaminantesen una pluma está directamente relacionada con la velocidad del viento. Esta también influyeen la altura de la elevación de la pluma después de ser emitida. A medida que la velocidad del

viento aumenta, la elevación de la pluma disminuye al ser deformada por el viento. Esto haceque disminuya la altura de la pluma, que se mantiene más cerca del suelo y puede causar unimpacto a distancias más cortas a sotavento. Por lo general, la velocidad del viento se usa juntocon otras variables para derivar las categorías de la estabilidad atmosférica usadas en lasaplicaciones de los modelos de la calidad del aire.

Los dos principales tipos de instrumentos usados para medir la velocidad del viento son elanemómetro rotativo de cubeta y el anemómetro de hélice (ilustrado en la figura 5-1). Ambostipos de anemómetros constan de dos subconjuntos; el sensor y el transductor. El sensor es eldispositivo que rota por acción de la fuerza del viento. El transductor es el que genera la señalque se grabará. Un paquete completo de instrumentos también puede incluir un sistemaelectrónico para captar y grabar las señales electrónicas que genera el transductor. Por ejemplo,es probable que se necesite acondicionar la señal de modo que produzca una cantidadreportable. Para ello se debe usar un acondicionador de señal. Por último, para usar la señalacondicionada, esta deberá ser registrada y/o grabada a través de grabadores y registradores.

Figura 5-1. Dos tipos de anemómetros

Anemómetros rotativos de cubetas

El anemómetro rotativo de cubetas generalmente consta de tres cubetas cónicas o hemisféricasmontadas simétricamente sobre un eje vertical de rotación. La tasa de rotación de las cubetasgeneralmente es lineal sobre el rango normal de medidas, con una velocidad lineal del viento deaproximadamente 2 a 3 veces la velocidad lineal de un punto en el centro de una cubeta, segúnsea su ensamblaje.

Anemómetros con paletas de orientación y hélicescon montura fija

El anemómetro con paletas de orientación [figura 5-1 (b)] consta generalmente de una hélicede dos, tres o cuatro paletas radiales que rota sobre un eje de giro horizontal frente al viento.Existen varios anemómetros de hélice que emplean moldes ligeros de plástico o de espuma depoliestireno para que las paletas de la hélice alcancen bajas velocidades umbrales al inicio.Algunos anemómetros de hélice no tienen paletas móviles (véase la figura 5-2). En cambio,para determinar los componentes vectoriales (esto es, la velocidad y la dirección) del vientohorizontal se usan hélices ortogonales de montura. Para determinar el componente vertical delviento, se puede emplear una tercera hélice con una montura fija que gira sobre un eje vertical.

Figura 5-2. Anemómetro (uvw) con montura fija

Transductores de velocidad del viento

Existen varios mecanismos para convertir la tasa de rotación de las cubetas o hélices en unaseñal eléctrica adecuada para el registro y/o procesamiento. La selección de un transductordepende de la naturaleza del programa de monitoreo –es decir, del grado de sensibilidadrequerido y del tipo de registro o lectura de datos que se necesita. Los cuatro transductoresmás utilizados son: el generador DC, el AC, el contacto eléctrico y el rayo luminosointerrumpido. Muchos tipos de generadores DC y AC de uso frecuente tienen algunaslimitaciones para lograr un nivel umbral bajo y respuestas rápidas. Es importante usarinstrumentos con bajos niveles umbrales al inicio como los anemómetros que empleangeneradores DC miniaturizados. Los transductores con generadores AC eliminan la fricción de

la escobilla pero se debe diseñar cuidadosamente el circuito de acondicionamiento de la señalpara evitar la alteración de las oscilaciones en la señal de salida que se puede producir antevelocidades bajas del viento.

Los transductores de contacto eléctrico se usan para medir el pasaje total del viento (flujocontinuo del viento) en lugar de velocidades instantáneas, y se pueden emplear para determinarla velocidad promedio del viento en un determinado período. En general, no se recomiendausar estos dispositivos en los estudios sobre dispersión de contaminantes del aire. Eltransductor de rayo luminoso interrumpido (troceador de luz) generalmente se usa enaplicaciones de calidad del aire porque presenta menos fricción y, por lo tanto, es más sensiblea velocidades menores del viento. Este tipo de transductor usa un eje o disco ranurado, unemisor y un detector de imágenes. El ensamblaje de la cubeta o hélice hace rotar el eje o discoranurado, con lo que crea un pulso cada vez que la luz pasa a través de una ranura y llega aldetector de imágenes.

La frecuencia de salida de un generador AC o transductor troceador de luz se puede transmitira través de un acondicionador de señal y convertirse en una señal analógica para diversosdispositivos de registro, tales como el registrador continuo de banda de papel o de multipuntos,o de un convertidor analógico digital (A/D) a un registro digital con microprocesador. Variosregistradores modernos de datos pueden aceptar directamente la señal por el tipo de frecuenciay, de este modo es posible eliminar la necesidad de un acondicionamiento adicional de la señal.El diseño de un programa de monitoreo debe incluir el registro y el procesamiento de datos.

Dirección del viento

Por lo general, la dirección del viento se define como la orientación del vector del viento en lahorizontal. Para propósitos meteorológicos, la dirección del viento se define como la direccióndesde la cual sopla el viento, y se mide en grados en la dirección de las agujas del reloj a partirdel norte verdadero. Por ejemplo, un viento del oeste sopla del oeste, a 270° del norte. Unviento del norte sopla desde una dirección de 360°. La dirección del viento determina la deltransporte de una pluma emitida.

Paletas de viento

El instrumento más común para medir la dirección del viento es la paleta de viento. Laspaletas de viento señalan la dirección desde la cual este sopla. Pueden ser de formas ytamaños diferentes: algunas con dos platos juntos en sus aristas directas y dispersas en unángulo (paletas separadas), otras con un solo platillo plano o una superficie aerodinámicavertical. Por lo general, son de acero inoxidable, aluminio o plástico. Al igual que con losanemómetros, se debe tener cuidado al seleccionar un sensor a fin de asegurar unadurabilidad y sensibilidad adecuadas para una determinada aplicación. La figura 5-3muestra ejemplos de paletas de viento.

Figure 5-3. Paletas de viento

Los componentes horizontales (azimuth) y verticales (elevación) de la dirección del vientose pueden medir con una paleta bidireccional. Por lo general, esta paleta consta de unaaleta anular y dos aletas planas perpendiculares entre sí, contrapesadas y montadas sobreun cardán de modo que cada una puede rotar libremente, tanto en sentido horizontal comovertical.

Anemómetros de hélice con montura fija

Otro método para medir la dirección horizontal y/o vertical del viento es medianteanemómetros de hélice de montura fija (mencionados anteriormente). La direcciónhorizontal del viento se puede determinar mediante programas de cómputo a partir de loscomponentes ortogonales de la velocidad del viento. La velocidad vertical también puedeser medida al agregar una tercera hélice montada verticalmente. Este dispositivogeneralmente se conoce como anemómetro UVW.

Transductores de dirección del viento

Muchos transductores del tipo conmutador simple se valen del contacto del cepillo paradividir la dirección del viento en 8 ó 16 sectores del compás. Sin embargo, para el estudiode la calidad del aire es mejor usar transductores que provean al menos una resolución de10° (36 sectores del compás) en la medición de la dirección del viento.

Un transductor comúnmente usado para las aplicaciones de los modelos de la calidad delaire es el potenciómetro. El voltaje del potenciómetro varía directamente con la direccióndel viento. Un potenciómetro es un resistor variable. Cuando la dirección del vientocambia, el eje de la paleta del viento se mueve y hace que la resistencia del potenciómetrovaríe. Esta modificación está directamente relacionada con la dirección del viento.

Ubicación y exposición de los instrumentos de medición delviento

Para obtener datos meteorológicos representativos en los estudios sobre la contaminacióndel aire es clave la ubicación adecuada de los instrumentos. Estos se deben colocar lejos deobstrucciones que puedan influir en las mediciones. No se debe permitir queconsideraciones secundarias, como la accesibilidad y la seguridad, comprometan la calidadde los datos.

La altura estándar de exposición de los instrumentos de viento en un terreno abierto es 10m sobre el suelo. El terreno abierto se define como una área donde la distancia entre elinstrumento y cualquier obstrucción (árboles, edificios, etc.) es al menos 10 veces la alturade la obstrucción (véase la figura 5-4). En los casos en que las descargas de emisión seproducen generalmente sobre 10 m, es probable que se requieran mediciones adicionalesdel viento en mayores elevaciones. Se deberían establecer alturas adecuadas de medición apartir de cada caso y según la aplicación. Se recomienda, en lo posible, colocar losinstrumentos de viento sobre una torre de rejas. Además, se deben ubicar en la partesuperior de esta o, si están en un lado de la torre, se deben ubicar en botavaras a unadistancia de al menos dos veces el diámetro/diagonal de la torre, extendidas hacia afuera endirección del viento prevalente (véase la figura 5-5).

Figura 5-4. Criterios de distancia para la ubicación de los instrumentos de medición del viento.

Figure 5-5. Ubicaciones recomendadas para colocar los instrumentos de viento

La temperatura y la diferencia de la temperatura

Para los estudios de contaminación del aire son útiles tanto la temperatura del aire ambiental enun solo nivel (generalmente 1,5 a 2 m sobre el suelo) como la diferencia de temperatura entredos niveles (generalmente 2 m y 10 m). Estas medidas sirven para realizar cálculos sobre laelevación de la pluma y para determinar la estabilidad atmosférica.

Clases de sensores de temperatura

Las tres clases principales de sensores de temperatura se basan en: (1) la expansióntérmica, (2) el cambio de resistencia y (3) las propiedades termoeléctricas de diversassustancias como una función de la temperatura. Los termómetros de mercurio y alcoholson ejemplos comunes de sensores de expansión térmica. Sin embargo, su valor es limitadoen redes de monitoreo in situ o remotas debido a que no tienen la capacidad de registrardatos automatizados.

Un tipo de sensor común en los programas de medición meteorológica in situ es eldetector de temperatura por resistencia (DTR). El DTR opera sobre la base de loscambios de resistencia de ciertos metales, principalmente el platino o el cobre, como unafunción de la temperatura. Estos dos metales son los más usados porque su resistenciamuestra un aumento rigurosamente lineal con el incremento de la temperatura. Otro tipode termómetro de cambio de resistencia es el termistor, hecho a partir de una mezcla deóxidos metálicos fusionados entre sí. Por lo general, el termistor arroja un cambio de

resistencia con la temperatura mayor que el DTR. Como la relación entre la resistencia y latemperatura para un termistor no es lineal, estos sistemas generalmente están diseñadospara usar una combinación de dos o más termistores y resistores fijos que permitan obteneruna respuesta casi lineal sobre un rango específico de temperatura.

El principio de operación de los sensores termoeléctricos es el flujo de corriente eléctricaentre dos metales diferentes y depende de la temperatura. La instalación de tales sensores,llamados termopares, exige requerimientos especiales para evitar corrientes de inducciónde fuentes cercanas de corriente alterna que podrían ocasionar errores en la medición. Lostermopares también son susceptibles al voltaje espurio causado por la humedad. Por estasrazones, su uso es limitado en las mediciones rutinarias de campo.

Diferencia de temperatura

Los requisitos básicos de los sensores destinados a medir la diferencia de la temperaturavertical son fundamentalmente iguales para todas las mediciones de temperatura ambiental.Sin embargo, para lograr una medición con la exactitud deseada se requieren sensoresacoplados y una calibración cuidadosa.

Ubicación y exposición de los instrumentos para medirla temperatura y la diferencia de temperatura

La temperatura del aire ambiental (superficial) se debe medir a una altura de 2 m. La alturaestándar para medir la diferencia de temperatura es 2 y 10 m. Si los niveles de emisión sonconsiderables, puede ser apropiado efectuar mediciones adicionales de la temperatura enelevaciones más altas. Estas elevaciones estarían determinadas según el caso y laaplicación. El sensor de la temperatura se debe ubicar en una área abierta, plana y bienventilada de al menos 9 m de diámetro. Además, los sensores de temperatura se debencolocar a una distancia de al menos cuatro veces la altura de cualquier obstrucción y almenos a 30 m de áreas pavimentadas amplias. La superficie donde se localice el sensordebe estar cubierta por una capa natural de tierra o pasto y estar lejos de áreas con aguaestancada. Los instrumentos deben estar blindados para protegerlos de la radiación térmicay bien ventilados con sistemas apropiados.

Radiación solar

La radiación solar está relacionada con la estabilidad de la atmósfera. Los datos sobre lacobertura y la altitud de las nubes (altura de la base de la cima de la nube que obscurece casi la

mitad del cielo) proporcionan una estimación indirecta de los efectos de la radiación solar y seusan junto con la velocidad del viento para derivar una categoría de estabilidad atmosférica.

El instrumento más usado en la medición de la radiación solar es el piranómetro, ilustrado en lafigura 5-6. El piranómetro mide la radiación directa y difusa sobre una superficie horizontal.Consta de un pequeño disco plano con sectores pintados alternativamente de blanco y negro.Cuando el aparato es expuesto a la radiación solar, los sectores negros se vuelven más cálidosque los blancos. Esta diferencia de temperatura se puede detectar electrónicamente. Se produceun voltaje eléctrico proporcional a la radiación solar incidente. Se instala una cúpula de vidrioóptico estándar sobre el disco que es transparente a longitudes de onda que oscilanaproximadamente entre 280 y 2.800 nm. Algunos piranómetros usan una cúpula de vidrio desilicio para medir la radiación en diferentes intervalos espectrales.

Figura 5-6. Piranómetro

Otro tipo de sensor es el radiómetro neto, diseñado para medir la diferencia entre la radiaciónascendente (solar) y la descendente (terrestre), a través de una superficie horizontal. Laaplicación básica de un radiómetro neto es determinar la radiación diurna y nocturna como unindicador de la estabilidad. Sin embargo, las categorías de estabilidad nocturnas generalmenteusadas en los estudios de contaminación del aire se basan exclusivamente en la velocidad delviento y en el aspecto del cielo.

Ubicación y exposición de los instrumentos para medir laradiación solar

Los piranómetros usados para medir la radiación incidente (solar) se deben colocar enáreas abiertas con una amplia vista del cielo hacia todas las direcciones y durante todas lasestaciones. Deben localizarse en puntos donde no se produzcan obstrucciones queproyecten una sombra sobre el sensor en cualquier momento. Además, se debe evitarcolocarlos cerca de paredes de colores claros y fuentes artificiales de radiación. La alturadel sensor no es un factor determinante para los piranómetros. Una ubicación

recomendable es sobre una plataforma elevada.

Los radiómetros netos se deben colocar aproximadamente a 1 m sobre el nivel del suelo. Elsubsuelo que está bajo el instrumento debe ser representativo del área general. También sedeben colocar radiómetros netos para evitar obstrucciones en el campo de vista tantoascendente como descendente.

Altura de mezcla

La profundidad vertical de la atmósfera donde se produce el mezclado se denomina capa demezcla. La parte superior de esta capa se conoce como altura de mezcla. Esta determina elalcance vertical del proceso de dispersión de los contaminantes liberados debajo de ella. Setrata de una variable importante para los estudios de calidad del aire ya que limita la dispersiónvertical de los contaminantes. Si bien las alturas de mezcla generalmente no se midendirectamente, es posible obtener cálculos aproximados a partir de las medicionesmeteorológicas rutinarias.

Por lo general, las alturas de mezclado producidas por la mañana y por la tarde se estiman apartir de los perfiles tanto de temperatura vertical tomados a la salida y puesta del sol, como detemperatura superficial. Los perfiles de la temperatura vertical se miden con radiosondas,instrumentos transportados elevados a través de globos más ligeros que el aire (esto es, globosgeneralmente llenos de hidrógeno o helio). Para los modelos de la calidad del aire, las alturas demezcla por hora se pueden estimar a partir de los valores de altura de mezcla tomados dosveces al día –a la salida y la puesta del sol- y las categorías de estabilidad atmosférica de cadahora.

Los sistemas SODAR (acrónimo para Sound Detection And Ranging [detección y exploracióndel sonido]) y radar perfilador de vientos Doppler están adquiriendo importancia comoherramientas eficaces para efectuar mediciones remotas de variables meteorológicas en alturasque alcanzan varios cientos de metros sobre la superficie. Un SODAR transmite un fuerte pulsoacústico a la atmósfera y capta la parte del pulso que se expande y regresa. Un radar perfiladorde vientos usa principios de operación semipares al SODAR, pero en vez de trasmitir pulsosacústicos, se trasmite pulsos electromagnéticos. Se observa un creciente interés en el uso delSODAR y del radar perfilador de vientos para el desarrollo de bases de datos meteorológicosrequeridas como aporte para los modelos de dispersión. El análisis de los retornos de SODARy de los radares perfiladores de viento también puede servir para estimar la altura de mezclado.

Desempeño del sistema

En un programa de monitoreo es muy importante monitorear las variables meteorológicasadecuadas, que son representativas de las condiciones de dispersión atmosférica en unadeterminada ubicación. Así mismo, es importante asegurar un desempeño adecuado del

monitoreo para la obtención de datos representativos. La exactitud y las características de lasrespuestas de los sistemas de monitoreo meteorológico son factores importantes para definir eldesempeño del sistema.

Exactitud del sistema

La exactitud del sistema es el monto en que una variable medida se desvía de un valoraceptado como válido o estándar. La exactitud se puede concebir para un componenteindividual o para el sistema general. Por ejemplo, la exactitud general de un sistema demedición del viento incluye las exactitudes del componente individual de un anemómetrode cubeta o de hélice, circuito electrónico colocado como un condicionador de señal yregistrador de datos.

El cuadro 5-1 enumera valores de exactitud recomendados para los sistemas in situ demonitoreo meteorológico destinados a aplicaciones de estudios de calidad del aire. Estánestablecidos en función de los valores de exactitud del sistema general, ya que los datosusados en los análisis de calidad del aire son los del sistema de medición. El cuadro 5-1también incluye las resoluciones recomendadas de medición; es decir, los aumentosmínimos visibles. Estas resoluciones son necesarias para mantener los valoresrecomendados de exactitud.

Las especificaciones y resoluciones relativas a la exactitud presentadas en el cuadro 5-1 sepueden aplicar al sistema primario de medición (el más recomendable es uno digital basadoen un microprocesador). En el caso de los sistemas análogos usados como reservas obackrups, los límites de exactitud recomendados en el cuadro 5-1 pueden aumentar en50%. Las resoluciones de estos sistemas deben ser adecuadas para mantener los valoresrecomendados de exactitud.

Cuadro 5-1. Valores de exactitud y resoluciones recomendadas para el sistema

Variable meteorológica Exactitud de la variable Resolución de lamedición

Velocidad del viento ± (0,2 m/s + 5% del observado) 0,1 m/sDirección del viento ± 5 grados 1 gradoTemperatura ambiental ± 0,5 °C 0,1 °CDiferencia de la temperaturavertical

± 0,1 °C 0,02 °C

Radiación solar ± 5% del observado o W/m2* 10 W/m2

Tiempo ± 5 minutos*El que sea mayorFuente: U.S. EPA 1987 (revisado en febrero de 1993).

Características de las respuestas de los sensores

meteorológicos in situ

Las características de las respuestas ayudan a definir la velocidad con la que uninstrumento responderá a los cambios de las variables meteorológicas. Es necesarioconocer algunas características de las respuestas de los sensores meteorológicospropuestos para los programas de monitoreo in situ a fin de garantizar que los datosrecolectados sean apropiados para la aplicación deseada.

Las siguientes definiciones se aplican para términos generalmente relacionados con lascaracterísticas de respuesta del instrumento y las propiedades inherentes a los sensoresmeteorológicos:

Calma – Cualquier velocidad promedio del viento por debajo del nivel umbral de inicio dela velocidad del viento o del sensor de dirección, el que sea mayor.

Razón de amortiguamiento – El movimiento de una paleta de viento es una oscilaciónamortiguada y la razón en la que disminuye la amplitud de las oscilaciones sucesivas esindependiente de la velocidad del viento. La razón de amortiguamiento es la razón de laoscilación real y la oscilación crítica, que es la medida de una resistencia mecánica de lapaleta al movimiento.

Distancia de retardo – Es la longitud de una columna de aire que pasa por una paleta deviento tal que esta responderá a 50% de un cambio angular repentino en la direccióndel viento.

Constante de distancia – La constante de distancia de un sensor es la longitud por dondepasa el fluido requerido para causar una respuesta a un determinado cambio en lavelocidad del viento. La constante de distancia es una característica de los anemómetrosde cubeta y de hélice (rotativos).

Rango – Es un término general usado para identificar los límites de operación de unsensor, dentro del cual muchas veces se especifica la exactitud.

Nivel umbral (velocidad inicial) – La velocidad del viento a la que un anemómetro opaleta empieza a trabajar según sus especificaciones.

Constante de tiempo – Período requerido para obtener la respuesta de un sensor a undeterminado cambio en el parámetro que mide.

El cuadro 5-2 enumera las características recomendadas para las respuestas de los sensorescon miras a aplicarlas en modelos de regulación.

Cuadro 5-2. Características recomendadas de las respuestas para los sensores meteorológicos

Variables meteorológicas Especificaciones del sensor

Velocidad del viento Velocidad inicial ≤ 0,5 m/sConstante de la distancia ≤ 5 m

Dirección del viento Velocidad inicial ≤ 0,5 m/sRazón de amortiguamiento 0,4 a 0,7Distancia de retardo ≤ 5 m

Temperatura Constante de tiempo ≤ 1 minDiferencia de temperatura Constante de tiempo ≤ 1 minRadiación solar Constante de tiempo ~ 5 segundos

Rango de la temperatura de operación –20 °C a +40 °C enun valor específico de exactitud

Aseguramiento y control de la calidad

El aseguramiento de la calidad (AC) aplicado al monitoreo meteorológico abarca tanto “el sistemade actividades destinado a proporcionar un producto de calidad” (control tradicional de la calidad)como “el sistema de actividades destinado a proporcionar el aseguramiento del desempeño adecuadodel sistema de control de calidad” (aseguramiento tradicional de la calidad) (Finkelstein, P.L. y otros,1983). La primera de estas funciones de control de calidad (CC) consiste en aquellas actividadesrealizadas directamente por los operadores del equipo con los instrumentos; por ejemplo, elmantenimiento preventivo, las calibraciones, etc. La finalidad del segundo grupo de actividades esmanejar la calidad de los datos y tomar las medidas correctivas necesarias para asegurar que secumplan los requerimientos correspondientes.Los planes oficiales para el aseguramiento de la calidadse deben presentar en un documento llamado “Plan AC”. Este documento enumera todos losprocedimientos necesarios relacionados con la calidad e indica la frecuencia con la que se deben llevara cabo. Es imprescindible elaborar y seguir un plan AC para asegurar la obtención de datosrepresentativos de buena calidad. Un plan AC debe contener la siguiente información:

Responsabilidades del personal del proyecto: responsabilidades del personal que realiza tareasrelacionadas con la calidad de los datos.

Procedimientos para el informe de datos: breve descripción de cómo se producen los datos y cómose realizan las actividades durante cada paso de la secuencia del procesamiento.

Procedimientos de validación de los datos: lista detallada de criterios que se deben aplicar a losdatos para probar su validez, cómo se debe llevar a cabo el proceso de validación y el tratamientode datos calificados como cuestionables o no válidos.

Procedimientos de auditoría: descripción de qué auditorías se deben llevar a cabo, con quéfrecuencia, y detalle de un procedimiento de auditoría (con referencia a procedimientos queinvolucren documentos, cuando sea posible). Además, supone una descripción de sistemas deauditoría internos y externos, incluyendo inspecciones del sitio por personal de supervisión u otros.

Procedimientos de calibración: descripción detallada de técnicas y de la frecuencia de calibraciónde cada uno de los sensores o instrumentos que se utilizan. Es necesario definir tanto lascalibraciones completas como las verificaciones del cero y del punto final de la escala de medición.

Cronograma de mantenimiento preventivo: lista detallada de las funciones específicas demantenimiento preventivo y de la frecuencia con que se deben ejercer. No sólo incluye lainspección rutinaria del equipo y la reposición de repuestos, sino también texto de funciones quese realizan en equipo.

Informes de calidad: cronograma y contenido de informes presentados a la administración quedescriben el estado del programa de aseguramiento de la calidad. Este programa incluye laimplementación de todas las funciones especificadas en el plan AC. Esta implementación involucraal personal de todos los niveles de la organización. Los técnicos que operan con el equipo debenllevar a cabo un mantenimiento preventivo y verificaciones de CC en los sistemas de medicionesque están bajo su responsabilidad. Deben realizar calibraciones y, cuando se requiera, participaren auditorías internas de estaciones operadas por otros técnicos. Estos supervisores inmediatosdeben verificar la ejecución de todas las tareas de AC y revisar los apuntes y cuadros de controlpara asegurar la corrección de los problemas potenciales antes de que se produzca una pérdida dedatos importantes.


1. Enumere cuatro variables meteorológicas claves en los estudios sobre contaminación del aire.____________________________________________________________________________________________________________________________________________________.

Para las preguntas 2 a 4, indique cuál es la variable atmosférica que mide cada uno de losinstrumentos meteorológicos.

2. Anemómetro a. Dirección del viento

3. Paleta de viento b. Velocidad del viento

4. Termómetro c. Temperatura

5. Indique cuál de los siguientes instrumentos meteorológicos es un anemómetro.

6. Indique cuál de los siguientes instrumentos meteorológicos es una paleta de viento.

7. El sistema de un anemómetro requiere un transductor para:

a. Convertir el movimiento rotativo en una señal eléctrica

b. Registrar la información del viento

c. Registrar el tiempo de operación del instrumento

d. Ninguna de las anteriores

8. ¿Verdadero o falso? El tipo de sensor más usado en los estudios sobre contaminación del aire esuno de temperatura con un sistema de aspiración que se vale de la resistencia eléctrica para medirla temperatura.


9. ¿Qué tan lejos se deben colocar los instrumentos de una obstrucción?

a. Una vez la altura de la obstrucciónb. Dos veces la altura de la obstrucciónc. Diez veces la altura de la obstrucción

10. Un sensor de temperatura:

a. Se debe colocar siempre cerca de sensores de vientob. Nunca se debe colocar cerca de fuentes de calorc. No es necesario para los estudios sobre contaminación del aired. Mide la radiación solar total a través de lecturas de temperatura

11. ¿Cuál es la altura típica a que se coloca un sensor de temperatura de un solo nivel?

a. 1 mb. 2 mc. 10 m

12. El instrumento que sirve para medir la radiación solar directa y difusa se denomina

________________________________ .

13. El sensor que sirve para medir la diferencia entre la radiación solar y la terrestre a través de lasuperficie horizontal se denomina _____________________ ___________________ .

14. ¿Verdadero o falso? Las características de las respuestas ayudan a definir la rapidez con que uninstrumento responderá al cambio de las variables meteorológicas.


15. ¿Verdadero o falso? Las alturas de mezcla generalmente se pueden determinar a partir deradiosondas lanzadas dos veces al día.


16. ¿Verdadero o falso? Para garantizar la obtención de datos representativos de buena calidad esnecesario desarrollar planes de aseguramiento de la calidad.


17. ¿Verdadero o falso? La altura del sensor es un factor determinante en la ubicación de lospiranómetros.



1. Velocidad y dirección del vientoTemperatura ambiental y diferencia de la temperatura verticalRadiación solarAltura de mezcla

Cuatro variables meteorológicas claves en los estudios de contaminación del aire son (1) lavelocidad y dirección del viento, (2) la temperatura ambiental y la diferencia de la temperaturavertical, (c) la radiación solar y (d) la altura de mezcla.

2. b. Velocidad del viento

Los anemómetros miden la velocidad del viento.

3. a. Dirección del viento

Las paletas de viento miden la dirección del viento.

4. c. Temperatura

Los termómetros miden la temperatura.

5. c.

La opción “c” representa un anemómetro.

6. d.

La opción “d” muestra una paleta de viento.

7. a. Convierte el movimiento rotativo en una señal eléctrica

Para convertir el movimiento rotativo en una señal eléctrica se requiere un transductor.

8. a. Verdadero

El tipo de sensor más usado en los estudios sobre contaminación del aire es uno detempertatura con sistema de aspiración que se vale de la resistencia eléctrica para medir latemperatura.

9. c. Diez veces la altura de la obstrucción

La distancia a la que se deben colocar los instrumentos de viento es igual a diez veces la alturade la obstrucción.

10. b. Nunca se deben colocar cerca de fuentes de calor

Un sensor de temperatura nunca se debe colocar cerca de fuentes de calor.

11. b. 2 m

La altura típica para un sensor de temperatura de un solo nivel es 2 m.

12. Piranómetro

El instrumento que sirve para medir la radiación solar directa y difusa se denominapiranómetro

13. Radiómetro neto

El sensor que sirve para medir la diferencia entre la radiación solar y la terrestre a través de lasuperficie horizontal se denomina radiómetro neto.

14. a. Verdadero

Las características de las respuestas ayudan a definir la velocidad con la que un instrumentoresponderá al cambio de las variables meteorológicas.

15. a. Verdadero

Las alturas de mezcla generalmente se pueden determinar a partir de radiosondas lanzadasdos veces al día

16. a. Verdadero

Para garantizar la obtención de datos representativos de buena calidad es necesario desarrollarplanes de aseguramiento de la calidad.

17. b. Falso

La altura del sensor no es un factor determinante en la ubicación de los piranómetros.

Bibliografía

Finkelstein, P.L. y otros, 1983. Quality Assurance Handbook for Air Pollution Measurement

Systems: Vol. IV. Meteorological Measurements. EPA-600/4-82-060. U.S. Environmental

Protection Agency.

Holzworth, G.C., 1972, enero. Mixing Heights, Wind Speeds, and Potential for

Urban Air Pollution Throughout the Contiguous United States. Office of Air Programs

Publication No. AP-101. U.S. Environmental Protection Agency.

Randerson, D., 1984. Atmospheric Science and Power Production. DOE/TIC-27601. U.S.

Department of Energy.

U.S. Environmental Protection Agency (Office of Air Quality Planning and Standards), 1987

(Revised 1993). On-Site Meteorological Program Guidance for Regulatory Modeling

Applications. EPA-45/4-87-013.

U.S. Environmental Protection Agency (Environmental Services Division). 1993. Guidance for

Ambient Air Monitoring at Superfund Sites. Informe ASF-4.

World Meteorological Organization, 1983. Guide to Meteorological Instruments and Methods of

Observation. 5a ed. WMO-No. 8. Ginebra, Suiza.

Lección 6La dispersión de las plumas y elmodelado de la calidad del aire enexteriores

Meta

Explicar los efectos y estimados de la altura de la chimenea y de la elevación ydisposición de la pluma, y dar a conocer los modelos de la calidad del aire en exteriores.

Objetivos

Al finalizar esta lección, podrá:

1. Definir la elevación de la pluma y la altura efectiva de la chimenea.

2. Nombrar dos características de la chimenea y del efluente que influyen en laelevación de la pluma y explicar cómo la afectan.

3. Describir dos efectos aerodinámicos alrededor de las chimeneas y los edificios quepueden causar concentraciones elevadas de contaminación.

4. Enumerar cuatro tipos de modelos de calidad del aire en exteriores.

5. Identificar la ecuación gausiana y describir brevemente su función.

6. Establecer cuatro condiciones para que una pluma sea gausiana.

7. Dar un ejemplo de transporte de largo alcance de contaminantes del aire enexteriores.

8. Describir brevemente la diferencia entre los modelos de sondeo y los modelosrefinados.

Introducción

Los contaminantes ingresan a la atmósfera de diversas maneras. Por ejemplo, cuando lasplantas se descomponen, liberan metano. Los automóviles, los camiones y los autobuses emitencontaminantes por el escape del motor y durante el abastecimiento de combustible. Lascentrales eléctricas y los hornos de las viviendas también.

El tipo de descarga de contaminación que ha recibido más atención es la que se libera desdefuentes puntuales como las chimeneas. Las chimeneas son de diferentes tamaños, puede tratarsede una pequeña chimenea en el techo de un edificio o de una chimenea elevada. Su función esdescargar los contaminantes a suficiente altura desde la superficie terrestre para que estospuedan dispersarse bien en la atmósfera antes de llegar al suelo. Si bien todas son iguales, laschimeneas más altas dispersan mejor los contaminantes que las más pequeñas debido a que lapluma tiene que viajar a través de una capa atmosférica más profunda antes de llegar al nivel delsuelo. A medida que la pluma viaja, se extiende y dispersa.

Elevación de la pluma

Los gases emitidos por las chimeneas muchas veces son impulsados por abanicos. A medidaque los gases de escape turbulentos son emitidos por la pluma, se mezclan con el aire delambiente. Esta mezcla del aire ambiental en la pluma se denomina arrastre. Durante el arrastreen el aire, la pluma aumenta su diámetro mientras viaja a sotavento. Al entrar en la atmósfera,estos gases tienen un momentum. Muchas veces se calientan y se vuelven más cálidos que elaire externo. En estos casos, los gases emitidos son menos densos que el aire exterior y, por lotanto, flotantes. La combinación del momentum y la flotabilidad de los gases hace que estos seeleven. Este fenómeno, conocido como elevación de la pluma, permite que los contaminantesemitidos al aire en esta corriente de gas se eleven a una altura mayor en la atmósfera. Al estaren una capa atmosférica más alta y más alejada del suelo, la pluma experimentará una mayordispersión antes de llegar a este.

La altura final de la pluma, conocida como altura efectiva de chimenea (H), es la suma de laaltura física de la chimenea (hs) y la elevación de la pluma (∆h). En realidad, la elevación de lapluma se estima a partir de la distancia existente hasta la línea central imaginaria de la pluma yno hasta el borde superior o inferior de esta (figura 6-1). La elevación de la pluma depende delas características físicas de la chimenea y del efluente (gas de chimenea). La diferencia detemperatura entre el gas de la chimenea (Ts) y el aire ambiental (Ta) determina la densidad de lapluma, que influye en su elevación. Además, la velocidad de los gases de la chimenea, que esuna función del diámetro de la chimenea y de la tasa volumétrica del flujo de los gases deescape, determina el momentum de la pluma.

Figura 6-1. Elevación de la pluma

Momentum y flotabilidad

La condición de la atmósfera, incluidos los vientos y el perfil de la temperatura a lo largodel recorrido de la pluma, determinará en gran medida la elevación de la pluma. Doscaracterísticas de esta influyen en su elevación: el momentum y la flotabilidad. La velocidadde salida de los gases de escape emitidos por la chimenea contribuyen con la elevación dela pluma en la atmósfera. Este momentum conduce el efluente hacia el exterior de lachimenea a un punto en el que las condiciones atmosféricas empiezan a afectar a la pluma.Una vez emitida, la velocidad inicial de la pluma disminuye rápidamente debido al arrastreproducido cuando adquiere un momentum horizontal. Este fenómeno hace que la pluma seincline. A mayor velocidad del viento, más horizontal será el momentum que adquirirá lapluma. Por lo general, dicha velocidad aumenta con la distancia sobre la superficie de laTierra. A medida que la pluma continúa elevándose, los vientos más fuertes hacen que seincline aún más. Este proceso persiste hasta que la pluma parece horizontal al suelo. Elpunto donde la pluma parece llana puede ser una distancia considerable de la chimenea asotavento. La velocidad del viento es importante para impulsar la pluma. Mientras másfuerte, más rápido será el serpenteo de la pluma.

La elevación de la pluma causada por su flotabilidad es una función de la diferencia detemperatura entre la pluma y la atmósfera circundante. En una atmósfera inestable, laflotabilidad de la pluma aumenta a medida que se eleva, lo cual hace que se incremente laaltura final de la pluma. En una atmósfera estable, la flotabilidad de la pluma disminuye amedida que se eleva. Por último, en una atmósfera neutral, permanece constante.

La pluma pierde flotabilidad a través del mismo mecanismo que la hace serpentear, elviento. Como se muestra en la figura 6-2, la mezcla dentro de la pluma arrastra el aireatmosférico hacia su interior. A mayor velocidad del viento, más rápida será esta mezcla. Elarrastre del aire ambiental hacia la pluma por acción del viento, le “quita” flotabilidad muyrápidamente, de modo que durante los días con mucho viento la pluma no se eleva muyalto sobre la chimenea.

Figura 6-2. Influencia de la velocidad del viento en el arrastre.

Efectos de la fuente en la elevación de la pluma

Debido a la configuración de la chimenea o a los edificios adyacentes, es posible que lapluma no se eleve libremente en la atmósfera. Algunos efectos aerodinámicos causados porel modo en el que se mueve el viento alrededor de los edificios adyacentes y de la chimeneapueden impulsar a la pluma hacia el suelo en lugar de permitir que se eleve en la atmósfera.

El flujo descendente de la chimenea puede producirse cuando la razón entre la velocidadde salida de la chimenea y la del viento es pequeña. En este caso, la presión baja en la estelade la chimenea puede hacer que la pluma descienda detrás de la chimenea. Cuando estosucede, la dispersión de los contaminantes disminuye, lo que puede determinarconcentraciones elevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente.

A medida que el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios y otras estructuras, seforman olas turbulentas. Según la altura de descarga de una pluma (altura de la chimenea),es probable que esta sea arrastrada hacia abajo en esta área de la estela. Esto se conocecomo flujo descendente aerodinámico o entre edificios de la pluma y puede conducir a

concentraciones elevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente. Lafigura 6-3 ilustra estos efectos.

Figura 6-3. Dos ejemplos de flujo descendente

Fórmulas

La elevación de las plumas ha sido tema de estudio durante muchos años. Las fórmulas másusadas son las desarrolladas por Gary A. Briggs. La ecuación 6-1 incluye una de estas, laque se aplica a las plumas dominadas por la flotabilidad. Las fórmulas de la elevación de lapluma se usan en plumas con temperaturas mayores que la del aire ambiental. La fórmulade Briggs para la elevación de la pluma es la siguiente:

1-6 Ec. xF 1,6

h 3

23

1

=∆

Donde: ∆h = Elevación de la pluma (sobre la chimenea)F = Flujo de flotabilidad (véase a continuación)û = Velocidad promedio del viento

û

x = Distancia a sotavento de la chimenea/fuenteg = Aceleración debido a la gravedad (9,8 m/s2)V = Tasa volumétrica del flujo del gas de la chimeneaTs = Temperatura del gas de la chimeneaTa = Temperatura del aire ambiental

2-6 Ec. -

==

s

as

T

TTgFadflotabiliddeFlujo V

π

Como se dijo anteriormente, las fórmulas de elevación de la pluma sirven para determinarla línea central imaginaria de esta. La línea central está donde se producen las mayoresconcentraciones de contaminantes. Existen varias técnicas para calcular lasconcentraciones de contaminantes lejos de la línea central.

En la siguiente sección se tratan los principios que se deben considerar para obtenerestimados cuantificables de dispersión.

Estimados de dispersión

Como se mencionó en la sección anterior, las fórmulas de la elevación de la pluma se usan paradeterminar la línea imaginaria de esta. Si bien la concentración máxima de la pluma existe enesta línea central, las fórmulas mencionadas no permiten obtener información sobre cómovarían las concentraciones de contaminantes fuera de esta línea central. Se deberán efectuar,entonces, estimados de dispersión para determinar las concentraciones de contaminantes en unpunto de interés.

Los estimados de dispersión se determinan mediante ecuaciones de distribución y/o modelos decalidad del aire. Estos estimados generalmente son válidos para la capa de la atmósfera máscercana al suelo, donde se producen cambios frecuentes de la temperatura y de la distribuciónde los vientos. Estas dos variables tienen un importante efecto en la forma de dispersión de lasplumas. Por lo tanto, las ecuaciones de distribución y los modelos de calidad del airemencionados anteriormente deben incluir estos parámetros.

Modelos de dispersión de calidad del aire

Los modelos de dispersión de calidad del aire consisten en un grupo de ecuaciones matemáticasque sirven para interpretar y predecir las concentraciones de contaminantes causadas por ladispersión y por el impacto de las plumas. Estos modelos incluyen los estimados de dispersiónmencionados anteriormente y las diferentes condiciones meteorológicas, incluidos los factoresrelacionados con la temperatura, la velocidad del viento, la estabilidad y la topografía. Existencuatro tipos genéricos de modelos: gausiano, numérico, estadístico y físico. Los modelosgausianos emplean la ecuación de distribución gausiana (véase la discusión sobre distribución

gausiana a continuación) y son ampliamente usados para estimar el impacto de contaminantesno reactivos. En el caso de fuentes de áreas urbanas que presentan contaminantes reactivos, losmodelos numéricos son más apropiados que los gausianos pero requieren una informaciónextremadamente detallada sobre la fuente y los contaminantes, y no se usan mucho. Losmodelos estadísticos se emplean cuando la información científica sobre los procesos químicosy físicos de una fuente están incompletos o son vagos. Por último, están los modelos físicos,que requieren estudios de modelos del fluido o en túneles aerodinámicos del viento. Laadopción de este enfoque implica la elaboración de modelos en escala y la observación del flujoen estos. Este tipo de modelos es muy complejo y requiere asesoría técnica de expertos. Sinembargo, en el caso de áreas con terrenos complejos y condiciones del flujo también complejas,flujos descendentes de la chimenea, y edificios altos, esta puede ser la mejor opción.

La selección de un modelo de calidad del aire depende del tipo de contaminantes emitidos, de lacomplejidad de la fuente y del tipo de topografía que rodea la instalación. Algunoscontaminantes se forman a partir de la combinación de contaminantes precursores. Por ejemplo,el ozono en el nivel del suelo se forma cuando los compuestos orgánicos volátiles (COV) y losóxidos de nitrógeno (NOx) actúan bajo la acción de la luz solar. Los modelos para predecir lasconcentraciones de ozono en el nivel del suelo emplearían la tasa de emisión de COV y NOx

como datos de entrada. Además, algunos contaminantes reaccionan fácilmente una vez que sonemitidos en la atmósfera. Estas reacciones reducen las concentraciones y puede ser necesarioconsiderarlas en el modelo. La complejidad de la fuente también desempeña un papel en laselección. Algunos contaminantes y pueden ser emitidos desde chimeneas bajas sujetas a flujosdescendentes aerodinámicos. Si este es el caso, se debe emplear un modelo que considere elfenómeno. En la dispersión de las plumas y los contaminantes, la topografía es un factorimportante que debe ser considerado al seleccionar un modelo. Las plumas elevadas puedentener un impacto en áreas de terrenos altos. Las alturas de este tipo de terrenos puedenexperimentar mayores concentraciones de contaminantes debido a que se encuentran más cercade la línea central de la pluma. En el caso que existan terrenos elevados, se debe usar unmodelo que considere este hecho.

Distribución gausiana

De los cuatro tipos de modelos de dispersión mencionados anteriormente, el gausiano, queincluye la ecuación de distribución gausiana (ecuación 6-3) es el más usado. La ecuación dedistribución gausiana emplea cálculos relativamente simples, que sólo requieren dos parámetrosde dispersión (σy y σz) para identificar la variación de las concentraciones de contaminantes quese encuentran lejos del centro de la pluma, D.B. Turner, 1970. Esta ecuación determina lasconcentraciones de contaminantes en el nivel del suelo sobre la base de las variablesatmosféricas de tiempo promedio (por ejemplo, la temperatura y la velocidad del viento). Por lotanto, no es posible obtener un “cuadro” instantáneo de las concentraciones de la pluma. Sinembargo, cuando se emplean promedios de tiempo de diez minutos a una hora para estimar lasvariables atmosféricas de tiempo promedio necesarias en la ecuación, se puede asumir que lasconcentraciones de contaminantes en la pluma están distribuidas normalmente, como se señalaen la figura 6-4.

3-6 Ec. e e u 2

2

2

1-

2

1-2

2

1-

y

+=

+

−

zzy

HzHzy

z

eQ σσσ

σπσχ

&

Donde:

χ = concentración del contaminante en el nivel del suelo (g/m3)Q = masa emitida por unidad de tiempoσy = desviación estándar de la concentración de contaminantes en dirección y

(horizontal)σz = desviación estándar de la concentración de contaminantes en dirección z

(vertical)u = velocidad del vientoy = distancia en dirección horizontalz = distancia en dirección verticalH = altura efectiva de la chimenea

Figura 6-4. Distribución gausiana

La distribución gausiana determina el tamaño de la pluma a sotavento de la fuente. La figura 6-5 muestra una representación esquemática de la pluma gausiana. El tamaño de la plumadepende de la estabilidad de la atmósfera y de su propia dispersión en dirección horizontal yvertical. Los coeficientes de la dispersión horizontal y vertical (σy y σz, respectivamente) sólorepresentan la desviación estándar de la normal en la curva de distribución gausiana en lasdirecciones y y z. Estos coeficientes de dispersión, σy y σz, son funciones de la velocidad delviento, de la cubierta de nubes y del calentamiento de la superficie por el sol. Para ladistribución gausiana es necesario que el material en la pluma se mantenga. En otras palabras,se debe dejar que el borde de la pluma se refleje desde el suelo sin perder ningunacontaminación. Además, la distribución gausiana y la elevación de la pluma dependen de que elsuelo sea relativamente plano a lo largo del recorrido. Como se expuso anteriormente, latopografía afecta el flujo y la estabilidad atmosférica del viento. Por consiguiente, un terrenodesigual debido a la presencia de cerros, valles y montañas afectará la dispersión de la pluma y

la distribución gausiana deberá ser modificada.

Figura 6-5. Representación esquemática de la pluma gausiana Fuente: Turner 1970.

Para obtener el modelo de una pluma mediante la distribución gausiana, es necesario que:

• La dispersión de la pluma tenga una distribución normal (esto es, una distribuciónacampanada, como se muestra en la figura 6-4)

• La tasa de emisión (Q) sea constante y continua

• La velocidad y la dirección del viento sean uniformes

• La reflexión total de la pluma se produzca en la superficie

Clasificaciones de estabilidad

Como se señaló anteriormente, la estabilidad de la atmósfera depende de la diferencia detemperatura entre una porción de aire y el aire que la rodea. Por consiguiente, se puedenproducir diferentes niveles de estabilidad según cuán grande o pequeña sea la diferencia detemperatura entre la porción de aire y el aire circundante. Como se describió en la lección4, la atmósfera puede ser estable, condicionalmente estable, neutra, condicionalmenteinestable o inestable. Sin embargo, para estimar la dispersión y los propósitos del modelo,estos niveles de estabilidad se clasifican en seis clases basadas en cinco categorías develocidad del viento superficial, tres tipos de insolación diurna y dos tipos de nebosidadnocturna. Estos tipos de estabilidad se denominan clases de estabilidad Pasquill-Gifford,incluidas en el cuadro 6-1. Como puede verse en el cuadro, las estabilidades A, B y C

representan las horas diurnas con condiciones inestables. La estabilidad D, los días onoches con cielo cubierto con condiciones neutrales. Las estabilidades E y F, lascondiciones nocturnas estables, y se basan en la cantidad de cobertura de nubes. Porconsiguiente, la clasificación A representa condiciones de gran inestabilidad y laclasificación F, de gran estabilidad.

Cuadro 6-1. Clave para las categorías de estabilidad

Viento superficial Insolación NocheVelocidad (a 10 m)

(m/s)Moderada Ligera Cobertura de

nubes bajas*≥≥ 4/8

Cobertura denubes≥≥ 3/8

< 2 A A-B B - -2-3 A-B B C E F3-5 B B-C C D E5-6 C C-D D D D> 6 C D D D D

* Ligeramente cubierto

Nota: Se deben asumir clases neutrales D para condiciones de cielo cubierto durante el día o la noche

En los modelos gausianos, la dispersión de la pluma lejos de la línea central estárepresentada por los coeficientes de dispersión, σy (horizontal) y σz (vertical). Ladispersión de la pluma depende de la clasificación de estabilidad asignada al escenario bajoestudio. La figura 6-6 (a) muestra los valores que los modelos gausianos emplean para ladispersión horizontal según la clasificación de la estabilidad y la distancia a sotavento de lachimenea. Como es de suponer, los coeficientes de dispersión horizontal aumentan amedida que las condiciones atmosféricas se hacen menos estables (van de F a A). Demanera similar, la figura 6-6 (b) muestra los valores usados por modelos gausianos paraestimar la dispersión vertical. Si se comparan los dos gráficos, se puede observar que laclasificación de la estabilidad afecta la dispersión vertical más radicalmente que lahorizontal. Los siguientes gráficos de los coeficientes de dispersión se pueden usar a fin deobtener valores para σy y σz empleados como datos de alimentación para la ecuación dedistribución gausiana.

Figura 6-6. Coeficientes de dispersión horizontal y vertical

Modelos de sondeo

Para lugares ubicados a sotavento de la fuente en terrenos relativamente planos, lasconcentraciones de contaminantes se pueden determinar por medio de la ecuación gausianade distribución u otra similar. Sin embargo, el uso de modelos computarizados para ladispersión atmosférica simplifica mucho más los cálculos de la concentración decontaminantes y permite aplicarlos en escenarios más complejos. El análisis de modelospuede darse en dos niveles: un nivel de sondeo y otro refinado.

El modelo de sondeo se realiza antes del refinado para obtener un panorama inicial al deltipo de concentración de contaminantes que se producirá debido a una determinada fuente.Consiste en modelos simples que emplean técnicas y suposiciones de estimaciónrelativamente sencillas. Por consiguiente, los resultados son conservadores, e indican que sise ejecuta un modelo refinado, los estimados de la concentración de contaminantes nodeberán ser mayores. El modelado de sondeo generalmente se realiza en primer término,con vistas a eliminar cualquier fuente que implicará un problema para la calidad del aire, ono contribuirá con esta. En los análisis de modelado refinado, no es necesario considerarlas fuentes que no representan ningún problema para calidad del aire.

Modelo refinado

El segundo nivel de análisis es el modelado refinado. Este nivel consiste en cálculos másanalíticos y complejos. Requiere información más detallada sobre la fuente, las condicionesmeteorológicas y el terreno, así como mejor número de datos de entrada. Mientras que losmodelos de sondeo asumen el “peor de los casos” para las condiciones meteorológicas y

presupuestos simplificados sobre el terreno, los refinados incorporan información máscompleta sobre el terreno y la fuente, y emplean datos meteorológicos reales. Al incluirinformación más detallada en el modelo, se pueden obtener estimados más exactos ydescriptivos sobre la concentración de los contaminantes para las áreas que rodean a lafuente.

Transporte de largo alcance

Los modelos gausianos se consideran exactos para determinar las concentraciones decontaminantes hasta una distancia de 50 km de la fuente. Sin embargo, debido a diversassituaciones atmosféricas, los contaminantes pueden ser transportados más allá de 50 km.Algunos contaminantes como los compuestos de sulfuro, partículas finas y el ozono, que no seremueven rápidamente de la atmósfera, pueden ser transportados a distancias lejanas. Losmodelos climáticos de gran escala y las variables atmosféricas tales como la luz solar y laprecipitación pueden afectar el transporte de estos contaminantes. Las técnicas computarizadaspara el análisis de trayectorias generalmente se usan para analizar el transporte y latransformación de estas sustancias. Estas técnicas consideran el flujo de una porción de airecontaminado.

Ejercicios de revisión1. ¿Verdadero o falso? La elevación de la pluma (∆h) es la altura a la que se elevan los

contaminantes sobre una chimenea y se mide desde la cima de la chimenea hasta el bordesuperior de la pluma.


2. La elevación de la pluma de una chimenea se produce por:

a. El calor y el tipo de contaminanteb. El momentum y la flotabilidadc. La composición de la chimenead. Ninguna de las anteriores

3. ¿Verdadero o falso? La altura efectiva de la chimenea se determina al sumar la elevación de lapluma a la altura física de la chimenea.


4. En las ecuaciones de la elevación de la pluma, el término momentum generalmente implica:

a. La temperatura del aire ambiental, la velocidad del viento, la temperatura del gas de lachimenea

b. La velocidad del viento, la temperatura del gas de la chimenea, el diámetro de la chimeneac. La velocidad del gas de la chimenead. El radio exterior de la chimenea

5. ¿Verdadero o falso? En las ecuaciones de la elevación de la pluma, los factores de flotabilidadsiempre dependen de la diferencia entre la temperatura del gas de la chimenea y la del aireambiental.


6. El proceso mediante el cual el aire atmosférico arrastrado hacia el interior de la pluma semezcla dentro de esta se denomina . La velocidad con la que seproduce este proceso es directamente proporcional a ____________________________ _________________________ .

7. Fórmulas de elevación de la pluma como las desarrolladas por Briggs se usan para:

a. Plumas más frías que el aire ambientalb. Plumas más calientes que el aire ambientalc. Plumas que tienen la misma temperatura que el aire ambientald. Ninguna de las anteriores

8. Enumere cuatro tipos de modelos de calidad del aire.____________________________________________________________________________________________________________________________________________________ .

9. ¿Cuál de las siguientes ecuaciones es la ecuación gausiana para estimar las concentraciones decontaminantes en el nivel del suelo dentro de una distancia de 50 km a partir de la fuente?

û

xF 1,6 h a.

32

31

=∆

=

s

as

T

TTgF

- V b.

π

+=

+

−

2

2

1-

2

1-2

2

1-

y

e e u 2

c. zzy

HzHzy

z

eQ σσσ

σσπχ

&

10. Una de las condiciones de la distribución gausiana es que:

a. La fuente emita contaminantes constantementeb. El terreno tenga una distribución logarítmica normalc. La distribución en la dirección horizontal sea bimodald. Los contaminantes caigan fuera de la pluma inmediatamente después de la descarga de la

fuente

11. El sigma y (σy) y el sigma z (σz) usados en las fórmulas de dispersión gausiana se definencomo:

a. Presión atmosférica en los puntos y y zb. Desviaciones estándar de la concentración de contaminantes en las direcciones horizontal y

vertical, respectivamentec. Variaciones de temperatura en las direcciones y y z.d. Ninguna de las anteriores

En las preguntas de la 13 a la 15, indique qué tipo de estabilidad atmosférica corresponde a cadacategoría de estabilidad de Pasquill-Gifford.

12. Inestable a. E-F

13. Neutro b. A-B-C

14. Estable c. D

15. ¿Cuáles son los dos niveles de análisis de los modelos de calidad del aire?

16. El transporte de largo alcance de los contaminantes:

a. Se estima con los modelos gausianosb. Puede estar influido por los modelos climáticos de gran escala, la luz solar y la

precipitaciónc. Se analiza a través de técnicas computarizadas para estudiar trayectoriasd. Sólo b y ce. a, b y c

17. Describa la diferencia entre los modelos de sondeo y modelos refinados.____________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________.

18. Defina el flujo descendente de la chimenea.____________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________.

19. Defina el flujo descendente aerodinámico o del edificio.____________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________________.


1. b. Falso

La elevación de la pluma (∆h) es la altura a la que se elevan los contaminantes sobre unachimenea y se mide desde la cima de esta hasta la línea central imaginaria de la pluma en lugardel borde superior de la chimenea.

2. b. Momentum y flotabilidad

La elevación de la pluma de una chimenea se debe al momentum y a la flotabilidad.

3. a. Verdadero

La altura efectiva de la chimenea se determina al sumar la elevación de la pluma a la alturafísica de la chimenea.

4. c. Velocidad del gas de la chimenea

En las ecuaciones de la elevación de la pluma el término momentum generalmente implica lavelocidad del gas de la chimenea.

5. a. Verdadero

En las ecuaciones de la elevación de la pluma los factores de flotabilidad siempre dependen dela diferencia entre la temperatura del gas de la chimenea y la del aire ambiental.

6. ArrastreVelocidad del viento

El proceso en el que el aire atmosférico impulsado hacia el interior de la pluma se mezcladentro esta se conoce como “arrastre”. La velocidad con la que se produce este proceso esdirectamente proporcional a la velocidad del viento.

7. b. Plumas más calientes que el aire ambiental

Fórmulas de elevación de la pluma como las desarrolladas por Briggs se usan para las plumasmás calientes que el aire ambiental.

8. GausianaNuméricaEstadísticaFísica

Los cuatro tipos de modelos de calidad del aire son: gausiano, numérico, estadístico y físico.

+=

+

−

2

2

1-

2

1-2

2

1-

y

e e u 2

zzy

HzHzy

z

eQ σσσ

σσπχ

&

La ecuación anterior es la ecuación gausiana, que sirve para estimar las concentraciones decontaminantes en el nivel del suelo en una distancia de 50 km a partir de la fuente.

10. a. La fuente emite contaminantes constantemente

Una de las condiciones de la distribución gausiana es que la fuente emita contaminantesconstantemente.

11. b. Las desviaciones estándar de la concentración de contaminantes en las direccioneshorizontal y vertical

El sigma y (σy) y el sigma 2 (σz), usados en las fórmulas de dispersión gausiana, se definencomo desviaciones estándar de la concentración de contaminantes en las direccioneshorizontal y vertical respectivamente.

12. b. A-B-C

Las categorías de estabilidad Pasquill-Gifford A-B-C representan condiciones atmosféricasestables.

13. c. D

La categoría de estabilidad D de Pasquill-Gifford representa condiciones atmosféricas neutras.

14. a. E-F

Las categorías de estabilidad E-F de Pasquill-Gifford representan condiciones atmosféricasestables.

15. Modelo de sondeoModelo refinado

El modelo del nivel de sondeo y el refinado son dos niveles en el análisis de modelos de lacalidad del aire.

9. c.

16. d. Sólo b y c.

El transporte de largo alcance de contaminantes:

• Puede estar influenciado por modelos climáticos de gran escala, la luz solar y laprecipitación

• Se analiza a través de técnicas computarizadas para estudiar trayectorias

17. El modelo en el nivel del sondeo es el primer paso y el modelado refinado el segundo en losanálisis de modelado. El primero emplea técnicas de estimación relativamente simples ysuposiciones que tienden a sobreestimar las concentraciones de contaminantes. Los resultadosde los modelos de sondeo pueden indicar si el modelo refinado requiere o no técnicas máscomplejas.

18. El flujo descendente de la chimenea se produce cuando la pluma cae a sotavento detrás de lachimenea. Esto puede suceder cuando la velocidad de salida de la chimenea es pequeña enrelación con la del viento. Las concentraciones elevadas de contaminación se pueden producirinmediatamente a sotavento de la fuente.

19. El flujo descendente aerodinámico o del edificio se puede producir cuando chimeneas bajas seencuentran cerca de edificios. La pluma puede ser impulsada hacia abajo en el área turbulentade la estela formada por acción del movimiento del aire sobre y alrededor de los edificios. Lasconcentraciones elevadas de contaminación se pueden producir inmediatamente a sotaventode la fuente.

Bibliografía

Drake, R.L. y otros, 1979. Mathematical Models for Atmospheric Pollutants. EA-1131.

Preparado para Electric Power Research Institute.

Hanna, S.R. y otros, 1982. Handbook on Atmospheric Diffusion (pp. 2-4). DOE/tic-11223.

U.S. Departament of Energy.

Pasquill, F. y otros, 1983. Atmospheric Diffusion. Nueva York: John Wiley & Sons.

Turner, D.B., 1970. Workbook of Atmospheric Dispersion Estimates. U.S. Environmental

Protection Agency (Office of Air Programs).

U.S.Environmental Protection Agency. Guideline on Air Quality Models (revisado). En

Code of Federal Regulations – Protection of the Environment. 40 CFR 51 Appendix W.

Washington, D.C.: U.S. Government Printing Office.

Glosario

Advección: Transferencia de calor debida al movimiento horizontal de un flujo tal como el aire oel agua.

Albedo: Fracción o porcentaje de energía solar incidente que refleja una superficie en el espacio.Las diferentes superficies tienen diferentes valores albedo.

Altura de mezcla: Altura máxima a la cual una porción de aire puede ascender. En un diagramaadiabático, punto en el cual el gradiente vertical adiabático de la porción de aire se intersecta conel gradiente vertical ambiental.

Altura efectiva de la chimenea: Suma de la altura física de la chimenea y la elevación de lapluma.

Anemómetro: Instrumento utilizado para medir la velocidad del viento. Los dos tipos principalesde anemómetros son los rotativos de cubeta y los de hélice.

Anticiclón: Sistema de alta presión. Los vientos superficiales fluyen en movimiento contrario a ladirección de las agujas del reloj alrededor de los anticiclones en el hemisferio sur.

Arrastre: Mezcla de aire ambiental en la pluma.

Balance térmico: Se refiere al hecho de que cada año la Tierra y su atmósfera, en conjunto,descargan al espacio exterior tanta cantidad de energía como la que reciben. De otro modo, latemperatura promedio de la Tierra y su atmósfera cambiaría significativamente.

Calentamiento diferencial: Propiedad de las diferentes superficies que hace que se calienten y seenfríen a tasas distintas.

Calentamiento global: Véase efecto invernadero.

Capa de mezcla: Volumen de aire por debajo de la altura de mezcla. El tamaño de la capa demezcla determina cuánta contaminación puede ser descargada en el aire sin causar efectosnocivos.

Capa límite atmosférica: Véase capa límite planetaria.

Capa límite planetaria: Sección de la atmósfera más cercana a la superficie terrestre(generalmente a altitudes cercanas a 500-1.000 m) donde la fricción influye enel viento (también se le denomina capa límite atmosférica).

Característica de las respuestas: Características que ayudan a definir la velocidad con la que uninstrumento responderá a los cambios de las variables meteorológicas (es decir, intervalo deoperación, velocidad umbral inicial, etc.).

Ciclón: Sistema de baja presión. Los vientos superficiales fluyen en la dirección de las agujas delreloj alrededor de los ciclones en el hemisferio Sur.

Clases de estabilidad Pasquill-Gifford: Las seis clases que caracterizan los diferentes niveles deestabilidad atmosférica usados para estimar los parámetros de dispersión horizontal y vertical queserán ingresados en la ecuación de distribución gausiana.

Conducción: Proceso mediante el cual el calor se transfiere a través de la materia sin que seproduzca la transferencia de la materia misma.

Constante solar: Cantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular a los rayosdel sol, ubicado fuera de la atmósfera terrestre, en la distancia media entre la Tierra y el sol.

Convección: Transferencia de calor producida por el movimiento masivo de un fluido tal como elaire o el agua.

Corriente a chorro: Bandas estrechas de vientos de alta velocidad que generalmente seencuentran entre 7 y 12 km por encima de la Tierra. Estos vientos de gran altitud ayudan a dirigirlos sistemas superficiales de clima.

Precipitación húmeda: Remoción de contaminantes particulados del aire mediante precipitación.

Precipitación seca: Remoción de contaminantes particulados del aire a través de la sedimentacióngravitacional.

Detector de temperatura por resistencia: Tipo de sensor común de temperatura utilizado enprogramas de medición meteorológica in situ que opera sobre el principio de que la resistencia deciertos metales (generalmente, platino o cobre) varía con la temperatura.

Doppler SODAR: Sistema utilizado para la medición remota de variables meteorológicas enalturas que alcanzan varios metros sobre la superficie. Un SODAR transmite un fuerte pulsoacústico a la atmósfera y capta la parte del pulso que se expande y regresa.

Efecto invernadero: Capacidad de la atmósfera (nubes, vapor de agua y en un menor grado,gases atmosféricos tales como dióxido de carbono) para absorber la radiación de onda más largaemitida por la Tierra. El efecto invernadero es un fenómeno que ocurre de manera natural ypermite que la superficie terrestre se caliente más que lo que se calentaría en ausencia de la

atmósfera. Algunos científicos creen que las crecientes emisiones de dióxido de carbono y metanoprovocadas por el hombre durante la combustión de combustibles fósiles incrementarán lamagnitud del efecto invernadero, lo cual aumentará la temperatura en la atmósfera. Este fenómenose conoce como calentamiento global.

Efecto de la isla calórica: Domo de aire cálido que se forma en áreas urbanas debido a lapresencia de edificios y superficies pavimentadas que continúan irradiando calor incluso despuésde la puesta del sol.

Elevación de la pluma: Distancia desde la parte superior de la chimenea hasta la línea centralhorizontal de la pluma. La elevación de la pluma depende de las características de la chimenea y delos gases del efluente.

Espectro electromagnético: Toda la variedad de radiación electromagnética, que incluye rayos xy gamma, de onda extremadamente corta, el espectro visible y ondas de radio muy largas.

Espiral de Ekman: Cambio en la dirección del viento a altitudes diferentes dentro de la capa defricción.

Estabilidad: Característica de la atmósfera que impide el movimiento vertical del aire.

Estratosfera: La segunda capa más baja de la atmósfera, que se inicia a una altitud deaproximadamente 12 km y termina a una altitud de aproximadamente 50 km. En la estratosfera seencuentra la capa de ozono, que protege a la Tierra de la radiación ultravioleta del sol.

Exactitud: Monto en que una variable medida se desvía de un valor aceptado como válido oestándar.

Expansión en ascenso: Condición que ocurre cuando una pluma se descarga a una atmósferainestable por encima de una capa de inversión. La expansión en ascenso contribuye a la dispersiónefectiva de contaminantes sin generar efectos notables en las concentraciones producidas en elnivel del terreno.

Flujo descendente aerodinámico: Situación que ocurre cuando la pluma es arrastrada hacia abajoen un área de estela turbulenta creada cuando el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios. Estopuede incrementar las concentraciones de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente.(También denominado flujo descendente del edificio).

Flujo descendente del edificio: Véase flujo descendente aerodinámico.

Flujo descendente de la chimenea: Situación que ocurre cuando la pluma desciende por detrásde la chimenea. Generalmente, se produce cuando la razón entre la velocidad de salida del viento yla velocidad de este es pequeña, lo cual reduce la presión en la estela de la chimenea.

Frente: Límite entre dos masas de aire con diferentes características de humedad y temperatura.

Frente estacionario: Frente en el que las masas de aire no se mueven.

Frente ocluido: Frente que se forma cuando un frente más frío desplaza a otro más cálido.

Fuerza de Coriolis: Desviación aparente de aire que se observa desde la superficie de la Tierra,debido a la rotación de la Tierra sobre su eje. La fuerza de Coriolis causa una desviación delviento a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio Sur. Es uno de losfactores que determina la dirección del viento.

Fuerza del gradiente de presión: La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire dela presión alta a la baja.

Fumigación: Condición que ocurre cuando una pluma se libera justo debajo de una capa deinversión y los contaminantes son transportados rápidamente hacia el suelo.

Gradiente vertical: Gradiente en el cual la temperatura del aire cambia con la altura. El verdaderogradiente vertical en la atmósfera es aproximadamente -6 a -7 °C/km.

Gradiente vertical adiabático húmedo: Gradiente en el cual la temperatura de una porción deaire que contiene vapor de agua cambia con la altura por encima de su punto de rocío. Adiferencia del gradiente vertical adiabático seco, el gradiente vertical adiabático húmedo no esconstante pero depende de la temperatura y la presión.

Gradiente vertical adiabático seco: Gradiente en el cual la temperatura de una porción de aireseco cambia con la altura. Porción de aire seco que se eleva en la atmósfera, se enfría en elgradiente de 9,8 °C/km y tiene un gradiente vertical adiabático seco de –9,8 °C/km.

Gradiente vertical ambiental: Perfil real de temperatura del aire ambiental, generalmenteconsiderado como una disminución en la temperatura con la altura (también se denominagradiente ambiental prevalente o atmosférico).

Gradiente vertical subadiabático: Gradiente vertical ambiental que cambia a una tasa menorque el gradiente vertical adiabático.

Gradiente vertical superadiabático: Gradiente vertical ambiental que cambia a una tasamayor que el gradiente vertical adiabático.

Inestabilidad: Característica de la atmósfera que promueve el movimiento vertical delaire.

Inestabilidad condicional: Característica de la atmósfera por la cual la capa inferior de aire seclasifica como estable y resiste el movimiento vertical del aire y una capa superior se clasificacomo inestable y promueve el movimiento vertical del aire. La inestabilidad condicional ocurrecuando el gradiente vertical ambiental se enfría a una tasa menor que el gradiente vertical

adiabático seco (capa estable) pero a una tasa mayor que el gradiente vertical adiabático húmedo(capa inestable).

Insolación: Cantidad de radiación solar recibida en una hora y lugar específicos del sistemaTierra-atmósfera.

Inversión: Véase inversión de la temperatura.

Inversión de la temperatura: Condición atmosférica en que la temperatura se incrementacon la altitud.

Inversión frontal: Inversión que generalmente está asociada con frentes fríos y cálidos. En elavance de cada frente, el aire cálido desplaza al frío y crea una inversión que generalmente se debeal movimiento horizontal de los frentes.

Inversión por advección: Inversión basada en la superficie asociada con el flujo horizontal de airecálido que se mueve encima de una superficie fría.

Inversión por radiación: Es la forma más común de inversión superficial que ocurre con elenfriamiento acelerado de la superficie terrestre.

Inversión por subsidencia: Tipo de inversión elevada, casi siempre asociada con sistemas de altapresión cuando el aire desciende y se calienta sobre una capa de aire más frío.

Isobaras: Líneas que conectan puntos de igual presión.

Masa de aire: Volumen de aire relativamente homogéneo con respecto a la temperatura y a lahumedad, que adquiere las características de la región donde se forma y viaja.

Mesosfera: Es la tercera capa más baja de la atmósfera, que se inicia a una altitud deaproximadamente 50 km y termina a una altitud de aproximadamente 80 km por encima de laTierra.

Meteorología: Ciencia de la atmósfera.

Meteorología de la contaminación del aire: Estudio de la forma como los procesos atmosféricos–tales como el viento y el intercambio de calor– afectan el destino de los contaminantes del aire.

Modelo de sondeo: Modelo simple de calidad del aire que se usa para determinar si se requierenherramientas más complejas y refinadas. Los modelos de sondeo tienden a generar estimadosconservadores de las concentraciones de contaminantes.

Modelo estadístico de calidad del aire: Modelo de calidad del aire que depende de análisisestadísticos de datos empíricos para predecir el comportamiento de contaminantes. Los modelosestadísticos se usan cuando la información científica sobre procesos químicos o físicos de una

fuente es incompleta o vaga.

Modelo físico: Modelo que requiere el uso de un túnel de viento u otra instalación de modelos defluidos. El modelo físico puede ser útil para estudiar situaciones complejas de flujo tales comocondiciones de edificios, terreno o flujo descendente de la chimenea.

Modelo gausiano de calidad del aire: Modelo de calidad del aire que usa la ecuación dedistribución gausiana (basada en la distribución normal o acampanada) para estimar lasconcentraciones de contaminantes no reactivos para una fuente única.

Modelo numérico de calidad del aire: Modelo de calidad del aire que usa ecuacionesmatemáticas y algoritmos para formular los conceptos científicos básicos de los procesos físicos yquímicos que ocurren en la atmósfera. Generalmente, se usan para modelar fuentes de área enubicaciones urbanas que incluyen contaminantes reactivos.

Neutral: Característica de la atmósfera por la cual no se promueve ni se limita el movimientovertical del aire.

Piranómetro: Instrumento que mide la radiación directa y difusa en una superficie horizontal.

Pluma de abanico: Tipo de pluma que ocurre en condiciones estables, a menudo en las primerashoras de la mañana durante una inversión por radiación. La pluma se puede extender a sotaventode la fuente por una distancia larga.

Pluma de cono: Tipo de pluma característica de las condiciones atmosféricas neutrales oligeramente estables. Es probable que ocurra en días nubosos o soleados entre la interrupción deuna inversión y el desarrollo de condiciones diurnas inestables.

Pluma de espiral: Tipo de pluma que ocurre en condiciones muy inestables y generalmentefavorece la dispersión de contaminantes.

Porción de aire: Cuerpo de aire relativamente bien definido que no se mezcla fácilmente con elaire circundante.

Potenciómetro: Resistor variable que comúnmente se usa como un transductor de la dirección delviento. Cuando la dirección del viento cambia, el eje de la paleta del viento se mueve y hace que laresistencia del potenciómetro varíe.

Radiación: Energía que viaja en forma de ondas electromagnéticas desde una fuente, tal como elsol.

Radiómetro neto: Sensor de radiación que sirve para medir la diferencia entre la radiación solar yla terrestre a través de una superficie horizontal.

Resolución: En medición, los incrementos más pequeños que se pueden distinguir.

Termistor: Tipo de termómetro de cambio de la resistencia, hecho de una mezcla de óxidosmetálicos fusionados entre sí.

Termopar: Sensor termoeléctrico que funciona bajo el principio de que el flujo de corrienteeléctrica entre dos metales diferentes depende de la temperatura.

Termosfera: es la cuarta capa más alta de la atmósfera, que se inicia a una altitud deaproximadamente 80 km y termina a una altitud de aproximadamente 320 km por encima de laTierra.

Topografía: Características físicas de la superficie terrestre tales como terreno plano o presenciade montañas y valles. La topografía influye en la manera como la Tierra y su aire circundante secalientan, así como en la manera como fluye el aire.

Transductor de velocidad del viento: Instrumento que se usa para convertir la tasa de rotaciónde las cubetas o hélices de un anemómetro a una señal eléctrica apropiada para el registro y/oprocesamiento.

Transparencia: Calidad de la atmósfera que se refiere a la cantidad de radiación que penetra en laatmósfera y llega a la superficie terrestre sin ser agotada.

Troposfera: La capa más baja de la atmósfera, que representa cerca de tres cuartos de la masa dela atmósfera y brinda a la Tierra su clima. La troposfera es la capa más importante de la atmósferacon respecto a la contaminación del aire, ya que virtualmente toda esta contaminación es emitidadentro de la troposfera.

Vientos alisios: Vientos constantes que soplan desde las zonas de calma (30° de latitud) hacia elecuador. Debido a la fuerza de Coriolis, los vientos alisios soplan desde el noreste en el hemisferionorte y desde el sudeste en el hemisferio Sur.

Viento geostrófico: Viento que sopla por encima de la capa límite planetaria, donde no influye lafricción. El viento geostrófico sopla paralelamente con las isobaras.

Viento prevalente: Dirección predominante desde donde sopla el viento en una ubicaciónespecífica.

Visibilidad: Distancia que un observador puede ver a lo largo de un horizonte.

Zonas de calma (horse latitudes): Nombre dado a las latitudes de 30° que data de la época enque los barcos viajaban al Nuevo Mundo y se encalmaban ahí, lo cual hacía que los alimentos yprovisiones se volvieran escasos. De acuerdo con la leyenda, los tripulantes se comían a loscaballos o éstos eran arrojados por la borda. A medida que el aire se hunde en esta región, el cielose muestra despejado y los vientos superficiales son suaves y variables.

Zona de convergencia intertropical (ZCIT): Frontera cerca del ecuador donde los vientosalisios del noreste convergen con los vientos alisios del sudeste.

SI:409 Conceptos básicos sobre meteorología de lacontaminación del aire

Examen final

1. A menudo se describe la atmósfera como un “motor”. ¿Cuál es su fuente de energía?

a. el vientob. la rotación de la Tierrac. el Sold. los sistemas de tormentae. todas las anteriores.

2. La capa de la atmósfera donde se emite la mayoría de contaminantes del aire es la:

a. ionosferab. termosferac. estratosferad. mesosferae. troposfera.

3. ¿Cuáles son los elementos atmosféricos que absorben más calor?

a. el dióxido de carbonob. el vapor de aguac. el ozonod. el material particulado suspendidoe. el nitrógeno.

4. La transmisión de calor a través del movimiento real del material calentado se denomina:

a. enrarecimiento del aireb. conducciónc. radiaciónd. conveccióne. condensación.

5. ¿Cuál de los siguientes factores no afecta la cantidad de radiación solar incidente (insolación)en el sistema atmosférico terrestre?

a. constante solarb. transparencia de la atmósferac. presión atmosféricad. duración de la luz del díae. ángulo con que los rayos del Sol caen sobre la Tierra.

6. ¿Verdadero o falso? El aire se mueve de áreas de baja presión a áreas de alta presión

7. ¿Cuál(es) es(son) el(los) efecto(s) de la velocidad del viento en la contaminación del aire?

a. a mayor velocidad del viento, se incrementa la concentración de contaminantes asotavento de la fuente

b. a mayor velocidad del viento se diluye la concentración de contaminantes a sotavento dela fuente

c. la velocidad del viento determina el tiempo que toma el trayecto de los contaminantesdesde la fuente hasta el receptor

d. b y ce. a y c.

8. A medida que se incrementan las irregularidades de la superficie, aumenta:

a. la turbulencia mecánicab. la dirección del vientoc. la velocidad del vientod. la insolacióne. la concentración de la pluma.

9. ¿Cómo afecta la fricción al viento?

a. la fricción incrementa la velocidad del viento pero cambia su direcciónb. la fricción reduce la velocidad del viento pero mantiene constante su direcciónc. la fricción incrementa la velocidad del viento pero mantiene constante su direcciónd. la fricción reduce la velocidad del viento y cambia su direccióne. ninguna de las anteriores.

10. En el hemisferio Sur, ¿qué efecto aparente tiene la fuerza de Coriolis?

a. desvía el aire hacia la izquierdab. desvía el aire hacia la derechac. desvía el aire de abajo hacia arriba en un sistema de presión bajad. desvía el aire de arriba hacia abajo en un sistema de presión altae. ninguna de las anteriores.

11. ¿Cuál de las siguientes afirmaciones sobre frentes es falsa?

a. con frentes fríos, la cubierta de nubes y la precipitación a menudo siguen la posición delfrente superficial

b. la precipitación a menudo se encuentra en el avance de los frentes cálidosc. un frente ocluido se produce cuando un frente frío desplaza a otro más cálidod. a menudo, las nubes y la precipitación asociadas con un frente ocluido en avance son

similares a las de un frente cálidoe. por lo general, los frentes cálidos en avance son más empinados que los frentes fríos en

avance.

12. En el hemisferio Sur, el aire se mueve en la dirección de las agujas del reloj alrededor de:

a. la presión altab. la presión bajac. un frente fríod. un frente cálidoe. un frente ocluido.

13. ¿Cuál de los siguientes factores ayuda a explicar la formación de brisa marina?

a. el calentamiento diferencial de las superficies terrestres y marinasb. las diferencias entre la presión atmosférica sobre el agua y la que se ejerce sobre la

superficiec. la presión relativamente alta sobre la superficie y la presión más baja sobre el aguad. sólo a y be. a, b y c.

14. ¿Cuáles son las dos propiedades básicas de una masa de aire?

a. presión y temperaturab. presión y humedadc. temperatura y humedadd. temperatura y velocidad del vientoe. humedad y velocidad del viento.

15. ¿Verdadero o falso? Por lo general, las superficies marinas se calientan y enfrían másrápidamente que las terrestres.

16. En la atmósfera, la tasa de cambio de temperatura con la altura se conoce como:

a. gradiente verticalb. gradiente de temperaturac. gradiente de presiónd. concentración de fondoe. gradiente de fondo.

17. ¿Qué categoría de estabilidad atmosférica está representada por la gradiente vertical ambientalen el siguiente diagrama?

a. condiciones establesb. condiciones inestablesc. condiciones neutralesd. condicionalmente establese. condicionalmente inestables.

18. Generalmente, las condiciones atmosféricas inestables se desarrollan durante:

a. noches nubladasb. noches clarasc. días soleadosd. días neblinosose. días nubosos.

19. ¿Verdadero o falso? Por lo general, las áreas urbanas presentan condiciones atmosféricasinestables.

20. Cuando la superficie terrestre se enfría rápidamente entre el final de la tarde y el inicio de lanoche con cielo claro, puede ocurrir una inversión ____________.

a. frontalb. por advecciónc. por radiaciónd. por subsidenciae. ninguna de las anteriores.

21. En noches claras con poco o ningún viento, la atmósfera puede ser:

a. inestableb. establec. neutrald. condicionalmente inestablee. condicionalmente neutral.

22. ¿Cuál(es) de las siguientes afirmaciones sobre inversión es(son) verdadera(s)?

a. una inversión actúa como una tapa que suprime el movimiento vertical del aireb. el aire limpio está asociado con inversiones ya que estas generalmente entrampan a los

contaminantes en capas muy por encima de la superficiec. una inversión ocurre cuando la temperatura del aire se incrementa con la altitudd. sólo a y ce. a, b y c.

23. La gradiente vertical adiabática seca es:

a. <1 °C/1.000 mb. –6 °C/1.000 mc. –7,5 °C/1.000 md. –9,8 °C/1.000 me. Ninguna de las anteriores; varía.

23. Una inversión por subsidencia casi siempre está asociada con:

a. un calentamiento solar fuerteb. sistemas de baja presiónc. sistemas de alta presiónd. frentes fríose. frentes cálidos.

25. ¿Cuál de las siguientes no es una de las variables meteorológicas claves en los estudios decontaminación del aire?

a. humedad atmosféricab. velocidad del vientoc. dirección del vientod. temperatura atmosféricae. radiación solar.

26. ¿Cuál de los siguientes dispositivos mide la velocidad del viento?

a. sólo a y bb. sólo b y cc. sólo a y cd. a, b y c.

27. La altura respecto a la superficie no es importante al ubicar:

a. una paleta de vientob. un piranómetroc. un anemómetrod. un sensor de temperaturae. un transductor.

28. Una pluma de abanico se producirá cuando las condiciones sean:

a. altamente inestablesb. establesc. neutralesd. adiabáticase. advectivas.

29. Una pluma de espiral se producirá cuando las condiciones sean:

a. altamente inestablesb. muy establesc. neutralesd. subadiabáticase. advectivas.

30. ¿Cuál de los siguientes factores no tiene un efecto significativo en la elevación de la pluma?

a. temperatura del gas de la chimeneab. velocidad del viento en el ambientec. velocidad del gas en la chimenead. presión atmosféricae. temperatura ambiental.

31. ¿Qué parámetro(s) ayuda(n) a reducir la elevación de la pluma en la atmósfera?

a. alta velocidad del vientob. baja velocidad del vientoc. alta temperatura ambientald. baja temperatura ambientale. a y c.

32. ¿Cuál(es) de las siguientes afirmaciones sobre los efectos aerodinámicos alrededor de chimeneasy edificios es(son) verdadera(s)?

a. por lo general, el flujo descendente de la chimenea y el del edificio pueden causarmenores concentraciones de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente

b. por lo general, el flujo descendente de la chimenea y el del edificio pueden causarconcentraciones elevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente

c. El flujo descendente de la chimenea puede ocurrir bajo condiciones ventosas cuandoel gas de la chimenea sale a una velocidad relativamente baja

d. sólo a y ce. sólo b y c.

33. ¿Cuál de los siguientes NO es un modelo de calidad del aire?

a. numéricob. gausianoc. estadísticod. topográficoe. físico.

34. ¿Para qué propósito(s) usan los meteorólogos especialistas en calidad del aire la ecuación gausianade distribución?

a. para determinar los parámetros de dispersión de la pluma, σy y σz

b. para determinar la elevación de la plumac. para estimar la concentración de contaminantesd. sólo a y ce. a, b y c.

35. Cuando se modela una pluma a través de la distribución gausiana, ¿cuál de las siguientessuposiciones no se debe aplicar?

a. La dispersión de la pluma tiene una distribución normal (es decir, en forma decampana)

b. La tasa de emisión (Q) es constante y continuac. La velocidad y la dirección del viento son uniformesd. La reflexión total de la pluma se produce en la superficiee. Las condiciones atmosféricas son estables.

35. Los parámetros de dispersión horizontal y vertical (σy y σz) NO son una función de:

a. la cubierta de nubesb. el momento del día (es decir, si es de día o es de noche)c. la velocidad del vientod. los niveles de humedad atmosféricae. la distancia a sotavento.

36. Debido a incertidumbres al estimar las concentraciones con modelos gausianos de calidad del aire,un análisis del modelo se debe limitar a una distancia a sotavento de:

a. 50 millasb. 50 kmc. 100 kmd. 100 millase. ninguna de las anteriores.

37. ¿Cuál de los siguientes datos no es importante al seleccionar un modelo de calidad del aire parauna fuente específica?

a. características de la fuente contaminanteb. contaminantes emitidosc. terrenod. datos meteorológicose. todas las anteriores son importantes para la selección del modelo de calidad del aire.

38. Las plumas de vapor de agua pueden crear:

a. altos niveles de contaminación del aireb. condiciones peligrosas en el camino debido a la formación de hieloc. poca visibilidad debido a la neblinad. sólo b y ce. a, b y c.

Hoja de respuestas del examen final

Para cada item haga un círculo en la respuesta correcta:

1. a b c d e

2. a b c d e

3. a b c d e

4. a b c d e

5. a b c d e

6. Verdadero Falso

7. a b c d e

8. a b c d e

9. a b c d e

10. a b c d e

11. a b c d e

12. a b c d e

13. a b c d e

14. a b c d e

15. Verdadero Falso

16. a b c d e

17. a b c d e

18. a b c d e

19. Verdadero Falso

20. a b c d e

21. a b c d e

22. a b c d e

23. a b c d e

24. a b c d e

25. a b c d e

26. a b c d

27. a b c d e

28. a b c d e

29. a b c d e

30. a b c d e

31. a b c d e

32. a b c d e

33. a b c d e

34. a b c d e

35. a b c d e

36. a b c d e

37. a b c d e

38. a b c d e

Evaluación del curso

Título del curso

Apellidos

Nombres

1. ¿Los objetivos del curso (lo que debía haber aprendido) estuvieron claros?

a. síb. noc. no se detallaron.

2. El material del curso estuvo:

a. muy bien organizadob. bien organizadoc. mal organizadod. algo organizado.

3. El examen evaluó apropiadamente mi comprensión de los objetivos del curso.

a. síb. no.

4. Califique el grado de dificultad de este curso para usted:

a. muy difícilb. difícilc. normald. fácil.

5. ¿Se cubrió todo el contenido esperado del curso?

a. sib. no.

6. La información que aprendí en este curso será ________________________ en mi trabajo

actual.

a. extremadamente útilb. útilc. muy poco útild. no será útil.

7. La información que aprendí en este curso será ________________________ en micrecimiento profesional.

a. extremadamente útilb. útilc. muy poco útild. de ningún valor.

8. En general, le otorgo a este curso el calificativo de:

a. excelenteb. buenoc. promediod. deficiente.

9. ¿Aproximadamente cuántas horas de estudio dedicó para completar este curso?

a. diez horas o menosb. de diez a 20 horasc. más de 20 horas.

10. ¿Tuvo el curso el formato apropiado para los contenidos presentados?

a. síb. noc. no opina.

11. Este curso habría requerido mejora(s) en:

a. los materiales impresosb. las ayudas visualesc. los exámenes.

12. Otros comentarios:

a. el material impreso era ilegibleb. faltaban páginas o referenciasc. el contenido era irrelevanted. el contenido tenía muy poca importanciae. auto-instrucción es la única opción de capacitación

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