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FUNDAMENTOS DE METEOROLOGIA APLICADOS A LA CONTAMINACION DEL AIRE
Atmósfera La atmósfera consiste en una capa delgada de gases mezclados que cubren la superficie de la tierra, más del 99% de la masa total de la atmósfera se encuentra dentro aproximadamente de 30 km de la superficie de la tierra.
La masa total de la atmósfera es de aproximadamente 5.14 x 1015 toneladas métricas.
Absorbe la mayoría de la radiación electromagnética del sol,
permitiendo la transmisión de cantidades significantes de radiación solo en las regiones de 300-2500 nm (radiación del ultravioleta cercano, del visible y del infrarrojo cercano) y de 0.01-40 m (ondas de radio ).
Atmósfera TROPOSFERA -Capa mas baja de la atmósfera que se extiende desde el nivel del mar hasta una latitud de 10-16 km -Caracterizada por una composición generalmente homogénea de los gases permanentes y donde la temperatura decrece con la altitud. -La magnitud de la disminución de la temperatura para el aire seco con altitud creciente se conoce como la velocidad de lapso adiabático que tiene un valor de 9.8 K km-1. -En el límite superior de la troposfera (tropopausa) ocurre una temperatura mínima de aproximadamente -56°C, esta pudiendo variar en altitud hasta en un km o mas
Atmósfera ESTRATOSFERA Capa que esta directamente encima de la troposfera.
Aquí la temperatura crece con la latitud hasta un máximo de aproximadamente 2°C, lo que produce poco mezclado vertical debido a la presencia del ozono, que puede alcanzar un nivel de alrededor de 10 ppm en volumen en la zona media de la estratosfera.
El efecto de calentamiento es causado por la absorción de energía de la radiación ultravioleta por el ozono.
Atmósfera MESOSFERA En esta capa el comportamiento de la temperatura es inverso, principalmente debido a la ausencia de especies absorbentes de radiación.
La temperatura más baja puede alcanzar valores promedio de hasta -92°C a una latitud de alrededor de 85 km.
Las regiones más altas de la mesosfera, definen una región llamada exosfera donde predominantemente dominan iones y moléculas que fácilmente pueden escapar de la atmósfera.
Atmósfera TERMÓSFERA Se extiende hasta los límites exteriores lejanos de la atmosfera, aproximadamente 500 km. La temperatura en este nivel se incrementa con la altitud hasta llegar a los 1200 °C. Este incremento se debe a que la absorción de las intensas radiaciones solares se encuentra limitada por unas pequeñas cantidades de oxígeno, siendo los principales componentes atmosféricos el nitrógeno y el oxígeno. A estas altitudes extremas las moléculas de gas se encuentran ampliamente separadas, haciendo la densidad del aire muy baja.
Balance Térmico de la Atmósfera La energía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene del sol. Esta energía se transfiere a través de la radiación del calor en forma de ondas electromagnéticas. La radiación del sol tiene su pico de transmisión en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78 micrómetros (µm)] del espectro electromagnético. Sin embargo, el sol también descarga una cantidad considerable de energía en las regiones ultravioletas e infrarrojas. Noventa y nueve por ciento de la energía solar se emite en longitudes de onda que oscilan entre 0,5 y 40 µm. Además, las longitudes de onda más largas que 2,5 µm son fuertemente absorbidas por el vapor de agua y el dióxido de carbono de la atmósfera. La radiación en longitudes de onda menores que 0,29 µm es altamente absorbida en la atmósfera por el nitrógeno y el oxígeno. Por consiguiente, la radiación solar que cae sobre la Tierra generalmente tiene una longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5 µm.
Balance Térmico de la Atmósfera La cantidad de radiación solar recibida en una hora y un lugar específicos del sistema Tierra-atmósfera se llama insolación. La insolación esta determinada por cuatro factores: La constante solar La transparencia de la atmósfera La duración de la luz del día El ángulo con el que los rayos solares caen sobre la Tierra.
Constante solar La constante solar es la cantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmósfera en la distancia media entre la Tierra y el sol.
Balance Térmico de la Atmósfera La cantidad real de radiación solar recibida en el borde exterior de
la atmósfera varía ligeramente según la producción de energía del sol y la distancia de la Tierra en relación con este. La transparencia de la atmósfera, la duración de la luz del día y el
ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho más importantes para determinar la cantidad de insolación que realmente se recibe, la que también influye en el clima.
Transparencia La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con
la cantidad de insolación que llega a la superficie terrestre. La radiación emitida se agota a medida que pasa a través de la atmósfera.
Balance Térmico de la Atmósfera La transparencia de la atmósfera se refiere al monto en que la
radiación penetra en la atmósfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energía solar a la atmósfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fracción (o porcentaje) de la energía
solar incidente que refleja una superficie al espacio.
Balance Térmico de la Atmósfera Para la Tierra y la atmósfera como un todo, el albedo promedio es
30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este índice es mayor en el rango visible de las longitudes de onda. Algunos de los gases de la atmósfera (vapor de agua) absorben la radiación solar. A pesar de componer sólo aproximadamente 3% de la atmósfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces más radiación solar que los demás gases combinados La transparencia es una función no sólo de nubosidad sino también de latitud. Los rayos solares deben atravesar una capa de atmósfera reflectora de dispersión más espesa en las latitudes intermedias y altas que en las tropicales.
Balance Térmico de la Atmósfera Este efecto varía según las estaciones: en invierno es mayor (en el
hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que los rayos solares sean menos intensos en el horizonte.
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Balance Térmico de la Atmósfera Duración de la luz del día La duración de la luz de día también afecta la cantidad de
insolación recibida: mientras más largo sea el período de luz solar, mayor será la posible insolación total. La duración de la luz del día varía con la latitud y las estaciones.
En el ecuador, el día y la noche son siempre iguales. En las regiones polares, el período de luz del día alcanza un
máximo de 24 horas en verano y un mínimo de cero horas en invierno. Duración de la luz del día
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Ángulo de los rayos
Balance Térmico de la Atmósfera El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra varía
considerablemente a medida que el sol "se mueve" de un lado a otro del ecuador. Una superficie relativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad de insolación. Por consiguiente, las áreas donde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolación. Este mismo principio se aplica al desplazamiento diario de los rayos solares. Al mediodía, se produce la mayor intensidad de insolación. Durante la mañana y la tarde, cuando el sol se encuentra en un ángulo bajo, la intensidad de la insolación es menor.
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Balance Térmico de la Atmósfera Dado que la energía del sol siempre ingresa en la atmósfera, si
toda la energía se almacenara en el sistema Tierraatmósfera, la Tierra se podría recalentar. Así, la energía se debe liberar de nuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. La radiación recibida regresa
Balance Térmico de la Atmósfera como radiación terrestre y da lugar a un balance térmico, Distribución del calor La Tierra, en su totalidad, experimenta grandes contrastes
entre el calor y el frío en cualquier época.
llamado balance de radiación.
Balance Térmico de la Atmósfera En el ecuador, soplan brisas tropicales cálidas mientras que
en las regiones polares se forman capas de hielo. Diversas áreas de la Tierra que reciben diferentes intensidades de insolación representan una gran parte de este desequilibrio del calor. La latitud, las estaciones y la duración de la luz del día hacen que la intensidad de insolación recibida varíe según el lugar. Calentamiento diferencial: La superficie terrestre no sólo recibe diferentes magnitudes de
radiación solar sino que las diversas superficies terrestres absorben energía térmica en magnitudes distintas.
Balance Térmico de la Atmósfera Por lo general, las superficies secas se calientan y enfrían más
rápidamente que las húmedas. Las áreas aradas, las playas arenosas y los caminos pavimentados se calientan más que las praderas y las áreas boscosas. La propiedad que hace que las diferentes superficies se
calienten y se enfríen en velocidades distintas se denomina calentamiento diferencial. La absorción de la energía térmica del sol se confina en una capa poco profunda de la superficie terrestre. Por consiguiente, las superficies terrestres se calientan rápidamente durante el día y se enfrían rápidamente durante la noche. En cambio, las superficies acuáticas se calientan y
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enfrían más lentamente que las terrestres por las siguientes razones: El movimiento del agua produce calor Los rayos solares pueden penetrar la superficie acuática Se requiere más calor para cambiar la temperatura del agua debido a su mayor calor específico (se requiere más energía para aumentar la temperatura del agua que para cambiar la temperatura de la misma cantidad de suelo) La conducción es el proceso por el cual se transmite el calor a través de la materia sin que esta en sí se transfiera. El calor es conducido de un objeto más caliente a uno más frío.
La convección se produce cuando la materia está en
movimiento. El aire que se calienta a través de una superficie
Balance Térmico de la Atmósfera terrestre calentada (por conducción) se elevará porque es más liviano que el del ambiente. Los meteorólogos también emplean el término advección para
denotar la transferencia de calor que se produce principalmente por el movimiento horizontal antes que por el movimiento vertical del aire (convección).
La insolación total anual es mayor en el ecuador y disminuye hacia los polos. La cantidad de insolación recibida anualmente en el ecuador es cuatro veces mayor que la recibida en cualquiera de los polos.
Para la Tierra como un todo, las ganancias de energía solar equivalen a las pérdidas de energía que regresan al espacio (balance térmico). Sin embargo, como la región ecuatorial obtiene más calor que el que pierde y como los polos pierden más calor que el que obtienen algo debe suceder para que el calor se distribuya de manera más uniforme alrededor de la Tierra.
Dinámica de la Atmósfera El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión causados por el calentamiento diferencial de la superficie terrestre. A medida que se traslada de áreas de alta presión a áreas de baja presión, el viento es influido significativamente por la presencia o ausencia de la fricción. Por consiguiente, los vientos superficiales se comportan de manera diferente que los vientos en altura debido a las fuerzas de fricción que actúan cerca de la superficie terrestre. La rotación de la Tierra modifica la circulación atmosférica pero no la produce, ya que, esencialmente, la atmósfera rota con la Tierra.
Presión Atmosférica Cualquier gas como el aire contiene moléculas que se mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades. La velocidad depende de la temperatura del gas. La presión atmosférica es causada por moléculas de aire (por ejemplo, oxígeno o nitrógeno) que chocan tanto entre sí como con otros objetos y rebotan. Es función del número de moléculas atmosféricas en un determinado volumen y la velocidad a la que se desplazan. Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites, el calentamiento aumenta su presión y el enfriamiento la disminuye. Cuando se confina en un espacio más pequeño, su presión aumenta pero disminuye cuando se expande en un espacio mayor.
Viento El viento es el elemento básico en la circulación general de la atmósfera. Todos los movimientos del viento, desde ráfagas pequeñas hasta grandes masas de aire, contribuyen al transporte del calor y de otras condiciones de la atmósfera alrededor de la Tierra. La denominación de los vientos depende de la dirección de donde provienen. Cuando los vientos soplan con mayor frecuencia desde una dirección que desde otra, esta recibe el nombre de viento prevalente.
La velocidad del viento aumenta rápidamente con la altura sobre el nivel del suelo mientras que la carga de fricción disminuye. Por lo general, el viento no es una corriente constante sino conformada por ráfagas con una dirección ligeramente variable, separada por intervalos. Las ráfagas de viento que se producen cerca de la Tierra se deben a las irregularidades de la superficie, lo cual crea remolinos.. Estas y otras formas de turbulencia contribuyen al movimiento del calor, de la humedad y del polvo en el aire en altura.
Fuerza de Coriolis Si la Tierra no rotara, el aire se movería directamente de una presión alta a una presión baja. La fuerza de Coriolis causa una desviación del aire a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur. Se trata de una fuerza aparente causada por la rotación de la Tierra bajo la acción del movimiento del aire.
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 - Crece cuando la latitud aumenta (es decir, la fuerza es mayor en los polos y cero en el ecuador)
Fuerza del gradiente de Presión El viento se produce por la tendencia de la naturaleza a corregir las diferencias en la presión atmosférica. Así, el viento soplará de las áreas de presión alta a las de presión baja. La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a la baja se denomina fuerza del gradiente de presión. El gradiente de presión es la tasa y la dirección del cambio de presión. Cuando las isobaras se encuentran cerca, los gradientes son inclinados. El viento se moverá más rápidamente a través de isobaras inclinadas. Los vientos son más suaves cuando las isobaras están más alejadas porque la pendiente entre estas no es tan inclinada; por consiguiente, el viento no ejerce tanta fuerza.
Fricción La fricción, la tercera fuerza principal que afecta al viento, empieza a actuar cerca de la superficie terrestre hasta que llega a altitudes aproximadas de 500 a 1.000 m. Esta sección de la atmósfera se denomina capa límite planetaria o atmosférica. Por encima de esta capa, la fricción deja de influir en el viento. La fuerza de Coriolis y la del gradiente de presión se encuentran balanceadas por encima de la capa límite planetaria. Las fuerzas balanceadas que se producen por encima de la capa donde la fricción influye en el viento crean un viento que sopla paralelamente con las isobaras. Este viento se denomina viento geostrófico.
Fricción Dentro de la capa de fricción, la fuerza de Coriolis, la fuerza del gradiente de presión y la fricción ejercen una influencia sobre el viento.
El efecto de la fricción sobre el viento aumenta a medida que este se acerca a la superficie terrestre.
Mientras más accidentada sea la superficie terrestre, mayor será la influencia friccional El efecto de la fricción sobre la dirección del viento se debe a la relación existente entre la velocidad del viento y la fuerza de Coriolis. Se debe recordar que esta fuerza es proporcional a la velocidad del viento.
A medida que este experimenta mayor fricción en altitudes progresivamente bajas dentro de la capa de fricción, su velocidad y la fuerza de fricción disminuyen. La dirección del viento se dirige hacia la presión baja hasta que el vector resultante de la fuerza friccional y la fuerza de Coriolis equilibran de manera exacta la fuerza del gradiente de presión. A medida que las fuerzas friccionales aumentan, las direcciones del viento giran más bruscamente hacia la presión baja. Este cambio en la dirección del viento según las diferentes altitudes dentro de la capa de fricción se denomina espiral de Ekman.
Sistemas de Presión El movimiento horizontal del aire está determinado por muchas fuerzas. Los vientos superficiales se desplazan en dirección contraria a las agujas del reloj alrededor de los sistemas de presión baja (ciclones) en el hemisferio norte.
Este mismo balance de fuerzas conduce el aire en la dirección de las agujas del reloj alrededor de sistemas de presión alta (anticiclones) en el hemisferio norte, lo contrario sucede en el hemisferio sur.
Circulación General Si la Tierra no rotara y estuviera compuesta por una superficie sólida uniforme, se podría observar un modelo de circulación muy predecible del ecuador a los polos.
El aire del ecuador, que recibe más radiación solar, sería más cálido y ligero, y se elevaría debido a la convección. A medida que el aire ecuatorial cálido se eleva, se producen tormentas eléctricas que liberan más calor y hacen que el aire continúe elevándose hasta que llega a la capa superior de la atmósfera.
En este punto, el aire empezaría a moverse hacia las regiones polares y se enfriaría a medida que se traslade.
En los polos, el aire frío denso descendería a la superficie y volvería a fluir hacia el ecuador. En el ecuador, el aire cálido se eleva y muchas veces se condensa en grandes nubarrones y tormentas.
Circulación General De este modo, se desarrolla una banda de presión baja alrededor del ecuador. Estas tormentas eléctricas liberan calor, que conduce el aire hacia partes más altas de la atmósfera.
Allí, el aire empieza a trasladarse lateralmente hacia los polos y se enfría a medida que se mueve. El aire empieza a convergir o "reunirse" a una altura aproximada de 30° de latitud. La convergencia del aire hace que este se hunda o asiente en esta latitud.
Esto determina la divergencia del aire en la superficie terrestre. A medida que el aire se hunde en esta región, el cielo se muestra despejado y los vientos superficiales son suaves y variables. Las latitudes de 30° se conocen como zonas de calmas subtropicales
En lugar de desplazarse hacia el ecuador, en las latitudes de 30° C, una parte del aire superficial lo hace hacia los polos.
Circulación General La fuerza de Coriolis desvía estos vientos hacia el este en ambos hemisferios. Estos vientos superficiales soplan del oeste al este y se denominan vientos prevalentes del oeste o vientos del oeste en ambos hemisferios. Entre las latitudes de 30° a 60°, los sistemas móviles de presión y las masas de aire asociadas (que se abordarán posteriormente) ayudan a transportar la energía. La mayor parte del aire húmedo de las regiones del sur se desplaza hacia el norte. Esta humedad se condensa y libera la energía que ayuda a calentar el aire en las latitudes del norte En las áreas que se encuentran entre las latitudes de 60° y los polos, prevalecen los vientos polares del este. Estos forman una zona de aire frío que sopla hacia el sudeste (hemisferio del norte) y hacia el nordeste (hemisferio del sur) hasta que se encuentran con los del oeste, más cálidos.
Circulación General La interfaz entre los vientos polares del este y los del oeste es el frente polar, que se traslada a medida que ambas masas de aire se presionan entre sí de un lado al otro.
El frente polar viaja del oeste al este y ayuda al aire frío a desplazarse hacia el sur y al aire húmedo y cálido, hacia el norte (hemisferio del norte) y, de ese modo, transporta energía calorífica a las regiones polares. A medida que el aire húmedo y cálido, característico de los vientos del oeste, ejerce una presión sobre los del este, fríos y más secos, se desarrolla un clima tempestuoso. Por consiguiente, el frente polar generalmente está acompañado por nubes y precipitaciones.
Influencias Topográficas La turbulencia térmica en un terreno con montañas y valles también guarda relación con el tamaño, la forma y la orientación de los rasgos. Las montañas y los valles se calientan de manera desigual debido al movimiento del sol en el cielo. Por la mañana, el sol calienta e ilumina un lado de una montaña o valle. El otro lado todavía esta oscuro y frío. El aire se eleva sobre el lado iluminado y desciende sobre el oscuro. Al mediodía, "cae" sobre ambos lados y los calienta. Al final de la tarde, la situación es similar a la de la mañana. Después de la oscuridad, a medida que el aire se enfría debido al enfriamiento radial, el aire desciende al valle desde las colinas más altas
Influencias Topográficas
En el caso de un valle, los vientos descendentes se pueden producir en las pendientes opuestas del valle, lo que determina que el aire frío y denso se acumule o deposite en el suelo. Este aire frío se puede descender hacia el valle y causar el movimiento del aire debido al drenaje de aire frío. Además, como el aire frío desciende al suelo del valle, el aire en altura se vuelve más cálido. Esto da lugar a una inversión de temperatura que restringe el transporte vertical de los contaminantes del aire
Influencias Topográficas Tierra/agua El tercer tipo de terreno es una interfaz de Tierra/agua. La tierra y el agua no sólo presentan superficies con accidentes de diferentes características, sino también distintas propiedades de calentamiento. La tierra y los objetos que se encuentran sobre ella se calentarán y enfriarán rápidamente; el agua lo hace lentamente. Las temperaturas del agua no varían mucho de un día a otro o de una semana a otra. Las superficies de la Tierra se calientan rápidamente, lo que hace que el aire adyacente se caliente, se haga menos denso y se eleve. El aire frío sobre el agua es atraído Tierra adentro. Es lo que se conoce como "brisa marina“ Por la noche, el aire que está sobre la Tierra se enfría rápidamente debido al enfriamiento radial, que hace que la temperatura de la Tierra disminuya más rápidamente que la del cuerpo adyacente de agua. Esto crea un flujo de retorno llamado "brisa terrestre"
Influencias Topográficas Áreas Urbanas Las áreas urbanas presentan accidentes adicionales y características térmicas diferentes debido a la presencia de elementos hechos por el hombre. La influencia térmica domina la de los componentes friccionales.
Materiales de construcción como el ladrillo y el concreto absorben y retienen el calor de manera más eficiente que el suelo y la vegetación de las áreas rurales. Cuando el sol se pone, el área urbana continúa irradiando calor desde los edificios, las superficies pavimentadas, etc. El aire que este complejo urbano calienta, asciende y crea un domo sobre la ciudad. Este fenómeno se llama efecto de la isla calórica. La ciudad emite calor durante toda la noche. Recién cuando el área urbana empieza a enfriarse, sale el sol y empieza a calentar el complejo urbano nuevamente. Por lo general, debido al continuo calentamiento, las áreas urbanas nunca recobran condiciones estables.
Factores de flotabilidad -La temperatura y la presión atmosférica influyen en la flotabilidad de las porciones de aire. Mientras otras condiciones permanecen constantes, la temperatura del aire (un fluido) se eleva a medida que la presión atmosférica aumenta y decrece a medida que esta disminuye
Circulación Vertical -El grado en el que una porción de aire se eleva o desciende depende de la relación existente entre su temperatura y la del aire circundante. Mientras más alta sea la temperatura de la porción de aire, esta se elevará, mientras más fría, descenderá. Cuando la temperatura de la porción de aire y la del aire circundante son iguales, la porción no se elevará ni descenderá a menos que sea bajo la influencia del flujo del viento.
Circulación Vertical Gradiente vertical de temperatura -El gradiente vertical de temperatura se define como el gradiente en el que la temperatura del aire cambia con la altura. -El verdadero gradiente vertical de temperatura de la atmósfera es aproximadamente de 6 a 7 °C por km (en la troposfera) pero varía mucho según el lugar y la hora del día. -Una disminución de temperatura con la altura se define como un gradiente vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura como uno positivo. -El comportamiento de la atmósfera cuando el aire se desplaza verticalmente depende de la estabilidad atmosférica. Una atmósfera estable resiste la circulación vertical; el aire que se desplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posición inicial. Esta característica de la atmósfera le confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire.
Circulación Vertical Gradiente Adiabático Seco
Una porción de aire en su mayor parte no intercambia calor traspasando sus fronteras. Por consiguiente, una porción de aire más cálida que el aire circundante no transfiere calor a la atmósfera. Cualquier cambio de temperatura producido en la porción de aire se debe a aumentos o disminuciones de la actividad molecular interna. Un proceso adiabático es aquel en el que no se produce transferencia de calor ni de masa a través de las fronteras de la porción de aire. El gradiente vertical adiabático seco es fijo, totalmente independiente de la temperatura del aire ambiental. Siempre que una porción de aire seco ascienda en la atmósfera, se enfriará en el gradiente de 9,8 °C/1.000 m, independientemente de cuál haya sido su temperatura inicial o la del aire circundante. Como se verá más adelante, el gradiente vertical adiabático seco es fundamental en la definición de la estabilidad atmosférica
Gradiente Adiabático Húmedo
Circulación Vertical Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vapor de
agua seguirá enfriándose en el gradiente vertical adiabático seco hasta que alcance su temperatura de condensación o punto de rocío. En este punto, la presión del vapor de agua iguala a la del vapor de saturación del aire y una parte del vapor de agua se comienza a condensar. La condensación libera calor latente en la porción de aire y, por consiguiente, el gradiente de enfriamiento de la porción disminuye. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no es constante pero depende de la temperatura y la presión. Sin embargo, en la mitad de la troposfera, se estima un gradiente aproximado de 6 a 7 °C/1.000 m.
Circulación Vertical Gradiente ambiental
El verdadero perfil de la temperatura del aire ambiental muestra el gradiente vertical del ambiente. Este, algunas veces denominado gradiente vertical prevalente o atmosférico, es el resultado de complejas interacciones producidas por factores meteorológicos y generalmente se considera que consiste en una disminución en la temperatura con la altura. Es particularmente importante para la circulación vertical, ya que la temperatura del aire circundante determina el grado en el que una porción de aire se eleva o desciende. El perfil de la temperatura puede variar considerablemente con la altitud; algunas veces puede alcanzar gradientes mayores que el adiabático seco y en otras ocasiones, menores. El fenómeno producido cuando la temperatura aumenta con la altitud se conoce como inversión de la temperatura.
Circulación Vertical
Altura de Mezcla
Altura de Mezcla El punto en el que la porción de aire que se enfría en el gradiente vertical adiabático seco intersecta la "línea" perfil de la temperatura ambiental se conoce como altura de mezcla.
Este es el nivel máximo al que la porción de aire puede ascender.
Cuando no se produce ninguna intersección (cuando el gradiente vertical ambiental es mucho mayor que el gradiente vertical adiabático), la altura de mezcla se puede extender a mayores alturas en la atmósfera.
Estabilidad Atmosférica El grado de estabilidad atmosférica se determina a partir de la diferencia de temperatura entre una porción de aire y el aire circundante. Este contraste puede causar el movimiento vertical de la porción (esto es, su elevación o caída). Este movimiento se caracteriza por cuatro condiciones básicas que describen la estabilidad general de la atmósfera. En condiciones estables, el movimiento vertical se inhibe, mientras que en condiciones inestables la porción de aire tiende a moverse continuamente hacia arriba o hacia abajo. Las condiciones neutrales no propician ni inhiben el movimiento del aire después del gradiente de calentamiento o enfriamiento adiabático. Cuando las condiciones son extremadamente estables, el aire frío cercano a la superficie es "entrampado" por una capa de aire cálido sobre este. Esta condición, denominada inversión, prácticamente impide la circulación
vertical del aire. Estas condiciones están directamente relacionadas con las concentraciones de contaminantes en el aire ambiental.
Condiciones Inestables Recuerde que una porción de aire que empieza a elevarse se enfriará en el gradiente adiabático seco hasta que alcance su punto de rocío, en el que se enfriará en el gradiente adiabático húmedo. Esto supone que la atmósfera circundante tiene un gradiente vertical mayor que el gradiente vertical adiabático (con un enfriamiento a más de 9,8 °C/1.000 m), de modo que la porción que se eleva seguirá siendo más cálida que el aire circundante. Este es un gradiente superadiabático, la diferencia de temperatura entre el verdadero gradiente vertical de temperatura del ambiente y el gradiente vertical adiabático seco en realidad aumenta con la altura, al igual que la flotabilidad.
Condiciones Neutrales Cuando el gradiente vertical de la temperatura del ambiente es el mismo que el gradiente vertical adiabático seco, la atmósfera se encuentra en estabilidad neutral. Estas condiciones no estimulan ni inhiben el movimiento vertical del aire. La condición neutral es importante porque constituye el límite entre las condiciones estables y las inestables. Se produce durante los días con viento o cuando una capa de nubes impide el calentamiento o enfriamiento fuerte de la superficie terrestre.
Condiciones Estables Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente vertical adiabático (se enfría a menos de 9,8 °C/1.000 m), el aire es estable y resiste la circulación vertical. Este es un gradiente vertical subadiabático. El aire que se eleva verticalmente permanecerá más frío y, por lo tanto, más denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza de elevación, el aire que se elevó regresará a su posición original. Las condiciones estables se producen durante la noche, cuando el viento es escaso o nulo
Inversiones Una inversión se produce cuando la temperatura del aire aumenta con la altura. Esta situación es muy común pero generalmente está confinada a una capa relativamente superficial. Las plumas emitidas a las capas de aire que experimentan una inversión (capas invertidas) no se dispersan mucho al ser transportadas por el viento. Las plumas emitidas por encima o por debajo de una capa invertida no penetran en ella sino que quedan entrampadas. Por lo general, las altas concentraciones de contaminantes del aire están relacionadas con las inversiones ya que estas inhiben la dispersión de las plumas.
Inversión por radiación La inversión por radiación es el tipo más común de inversión superficial y se produce con el enfriamiento acelerado de la superficie terrestre. A medida que la Tierra se enfría, la capa de aire cercana a la superficie también lo hace. Si este aire se enfría a una temperatura menor que la del aire de la capa superior, se vuelve muy estable y la capa de aire cálido impide cualquier movimiento vertical. Las inversiones por radiación generalmente se producen desde las horas finales de la tarde hasta las primeras de la mañana, con el cielo despejado y vientos calmados, cuando el efecto de enfriamiento es mayor. Las mismas condiciones que conducen a las inversiones nocturnas por radiación, determinan la inestabilidad durante el día. Los ciclos de inestabilidad a lo largo del día e inversiones durante la noche son relativamente comunes.
Inversión por subsidencia La inversión por subsidencia generalmente está asociada con los anticiclones (sistemas de alta presión). Se debe recordar que el aire de un anticiclón desciende y fluye hacia afuera con una rotación que sigue la dirección de las agujas del reloj. A medida que el aire desciende, la mayor presión existente en altitudes menores lo comprime y calienta en el gradiente vertical adiabático seco. Por lo general, este calentamiento se produce en un gradiente más acelerado que el gradiente vertical ambiental. Durante el día, la capa de inversión resultante de este proceso con frecuencia se eleva a cientos de metros sobre la superficie. Durante la noche, la base de una inversión por subsidencia generalmente desciende, quizás hasta llegar al suelo, debido al enfriamiento del aire superficial. En efecto, los días despejados y sin nubes característicos de los anticiclones propician las inversiones por radiación, de modo que se puede producir una inversión superficial durante la noche y una elevada durante el día. Si bien la
capa de mezcla que se encuentra debajo de la inversión puede variar diariamente, nunca será muy profunda