conceptos basicos de meteorologia de contaminacion del aire

5/14/2018 Conceptos Basicos de Meteorologia de Contaminacion Del Aire - slidepdf.com

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DOCUMENTOS TÉCNICOS: Conceptos básicos de la meteorología dela contaminación del aire

FUENTE: http://www.cepis.ops-oms.org/bvsci/e/fulltext/meteoro/frame_m2.html

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

El conocimiento de la meteorología de la contaminación del aire sirve para manejar y controlar ladescarga 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 el ambientecumplan con los estándares de calidad del aire en exteriores. Además, este conocimiento esesencial para entender el destino y transporte de las sustancias contaminantes del aire.

Composición de la atmósfera: La atmósfera rodea la Tierra y rota con ella a medida que giraalrededor del sol. Como lo señala el cuadro 1-1, el aire seco está compuesto por aproximadamente78 por ciento de nitrógeno, 21 por ciento de oxígeno y uno por ciento de argón, también existengases traza como el dióxido de carbono, el neón y el helio. Si bien el aire contiene poco vapor de

agua, Este absorbe seis veces más radiación que cualquier otro componente atmosférico, por lo cuales un elemento muy importante de la atmósfera.

Cuadro: Composición química del aire atmosférico seco

Sustancia Concentración (ppm)1

Nitrógeno 780.900Oxígeno 209.400Argón 9.300Dióxido de carbono 315

Neón 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.



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Para convertir una concentración expresada como ppm a otraexpresada como el porcentaje de un total, se debe dividir laconcentración 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, lamesosfera y la termosfera (figura 1-1). La troposfera, la capa más baja, está compuesta por casi trescuartos de la masa atmosférica y contiene casi todos los componentes hídricos de la atmósfera(vapor, nubes y precipitación). La troposfera -donde se encuentran las masas de aire, los frentes ylas tormentas- 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 los polos.Los cambios estacionales determinan el grosor de la troposfera y hacen que sea más gruesa en

verano (cuando el aire es más cálido) que en invierno. La profundidad de la troposfera cambiaconstantemente debido a variaciones de la temperatura atmosférica.

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 tasa dedispersión depende de la estructura térmica de la atmósfera, así como de la agitación mecánica delaire a medida que se desplaza sobre los diferentes accidentes geográficos. La radiación solar y lahumedad, así como otros componentes de la atmósfera, causan un impacto en la transformación delas sustancias contaminantes emitidas en el aire. La remoción de los contaminantes no sólodepende de sus características sino también de fenómenos climáticos como la lluvia, la nieve y laniebla. Estos fenómenos meteorológicos interactivos se estudian como parte de la meteorología de

la contaminación del aire.

La importancia de la meteorología en la contaminación del aire: Como la atmósfera es el medioen el que se liberan los contaminantes, el transporte y la dispersión de estas descargas depende engran medida de parámetros meteorológicos. Para realizar actividades relativas a la planificación dela calidad del aire es imprescindible comprender la meteorología de la contaminación del aire y suinfluencia en la dispersión de las sustancias contaminantes. Los planificadores emplean esteconocimiento para ayudar a localizar las estaciones de monitoreo de contaminación del aire y paradesarrollar planes de implementación orientados al cumplimiento de los estándares de calidad delaire en exteriores. La meteorología se usa para predecir el impacto ambiental de una nueva fuentede contaminación del aire y para determinar el efecto de las modificaciones de las fuentes existentesen 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 las emisionesen la atmósfera. El caso de Donora, Pensilvania, en los Estados Unidos de América, es un ejemploextremo de esta situación. En 1948, Donora sufrió un episodio catastrófico de contaminación delaire. Donora está ubicada en el fondo de un valle rodeado por colinas ondulantes. Los habitantes del

pueblo estaban acostumbrados a recibir algunas emisiones provenientes de la fábrica local de acero,



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fundiciones de zinc y plantas de ácido sulfúrico. Sin embargo, no estaban preparados para recibir lasconcentraciones peligrosamente altas de contaminantes que en ese año se produjeron sobre elpueblo. Las condiciones meteorológicas de Donora durante este período de cinco días (sistema de

alta presión y una fuerte inversión de temperatura) produjeron vientos ligeros y nieblas densas. Elaire no se pudo mover ni horizontal ni verticalmente y permaneció sobre el pueblo. Las fábricassiguieron operando y liberando sustancias contaminantes. Como consecuencia, mucha gente seenfermó y murieron 22 personas. Finalmente, cuando el patrón climático cambió, las altasconcentraciones de contaminantes disminuyeron, los vientos se elevaron y empezó a llover (Ahrens1993).

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 radiación delsol tiene su pico de transmisión en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78micrómetros (µ m)] del espectro electromagnético. Sin embargo, el sol también descarga una

cantidad considerable de energía en las regiones ultravioletas e infrarrojas. Noventa y nueve porciento de la energía solar se emite en longitudes de onda que oscilan entre 0,5 y 40 µ m. Además,las longitudes de onda más largas que 2,5 µ m son fuertemente absorbidas por el vapor de agua y eldióxido de carbono de la atmósfera. La radiación en longitudes de onda menores que 0,29 µm esaltamente absorbida en la atmósfera por el nitrógeno y el oxígeno. Por consiguiente, la radiaciónsolar que cae sobre la Tierra generalmente tiene una longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5µ m.

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 insolación estadeterminada 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 puntoperpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmósfera en la distancia media entre laTierra 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 con este.

Debido a la excentricidad de la órbita terrestre alrededor del sol, la Tierra se acerca más a este enenero que en julio. Además, la radiación emitida por el sol varía un poco, probablemente en unporcentaje mínimo. Estas ligeras variaciones que afectan la constante solar son triviales si seconsideran las propiedades atmosféricas que agotan la cantidad total de radiación solar que caesobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmósfera, la duración de la luz del día y elángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho más importantes para determinarla cantidad de insolación que realmente se recibe, la que también influye en el clima.

Cuadro: Valores para la constante solar



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Constante solar1,94 cal/cm2 min

1.353 W/m2

428 Btu/pies2 h4,871 kJ/m2 h

Transparencia: La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con la cantidad deinsolación que llega a la superficie terrestre. La radiación emitida se agota a medida que pasa através de la atmósfera. Los diferentes compuestos atmosféricos absorben o reflejan energía dediferentes maneras y en cantidades variadas. La transparencia de la atmósfera se refiere al montoen que la radiación penetra en la atmósfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. Una partede la radiación que recibe la atmósfera se refleja desde la parte superior de las nubes y desde lasuperficie terrestre, y otra es absorbida por moléculas y nubes.

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 la energíasolar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes superficies (agua, nieve, arena,etc.) tienen diferentes valores albedo. Para la Tierra y la atmósfera como un todo, el albedopromedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este índice esmayor en el rango visible de las longitudes de onda.

Algunos de los gases de la atmósfera (notoriamente el vapor de agua) absorben la radiación solar,por lo que llega una menor radiación a la superficie terrestre. A pesar de componer sóloaproximadamente 3% de la atmósfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces más

radiación solar que los demás gases combinados. Por lo tanto, la cantidad de radiación recibida porla 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 más fríos,longitudes de onda más largas. Mientras que el sol tiene su transmisión pico en el rango visible (0,38a 0,78 µ m), la Tierra emite su radiación máxima en longitudes de onda considerablemente máslargas -en el rango de 10 µ m (región infrarroja). La Tierra se calienta cuando absorbe energía y seenfría cuando la irradia. Asimismo, absorbe y emite radiación al mismo tiempo. Si la superficieterrestre absorbe más energía que la que irradia, se calentará. Si irradia más energía que la que

absorbe, se enfriará.



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Cuadro: Valores albedo para diferentes superficies

Superficie

Albedo

(porcentaje de la radiación incidentede onda corta)• Suelo negro, seco• Suelo negro, húmedo• Terreno arado, húmedo• Arena, brillante, fina

148

1437

• Nieve densa, seca y limpia• Hielo de mar ligeramente poroso

azulado lechoso• Capa de hielo cubierta con una

capa de agua de 15-20 cm• Bosque cubierto por nieve

86-9536

26

33-40

• Bosque de árboles con hojascaducas

• Copos de robles• Bosques de pinos• Zonas de arbustos desiertas

17

1814

20-29

• Pantanos• Praderas• Trigo de invierno• Brezo

10-1412-1316-23

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

2012-1313-16

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

La Tierra absorbe radiación solar de onda corta y emite una radiación terrestre de longitudes deonda más largas. En la atmósfera, las nubes, el vapor de agua y, en menor grado, el dióxido decarbono, absorben la radiación terrestre, que hace que la atmósfera se caliente. La atmósfera

absorbe mucho más radiación terrestre que solar. Además, también irradia energía al 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. Estefenómeno explica por qué la temperatura del aire generalmente es más caliente durante las nochesnubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado al resultado delproceso de intercambio de energía que hace que la superficie terrestre se caliente más que lo quese calentaría si la atmósfera no volviera a irradiar energía a la Tierra.

Gases como el dióxido de carbono y el metano también aumentan la capacidad de la atmósfera paraabsorber radiación. Algunos científicos piensan que las crecientes emisiones, provocadas por el



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hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar, generalmentedenominados gases del efecto invernadero) están calentando la Tierra y la atmósfera más rápido delo normal. Este fenómeno se conoce como calentamiento global. El cuadro 2-3 presenta una lista de

los gases predominantes del efecto invernadero. Algunos científicos prevén que si esta tendenciacontinúa, se producirán cambios graduales en las condiciones climáticas. Actualmente, se estánrealizando estudios para determinar si las emisiones provocadas por el hombre son significativaspara el fenómeno del calentamiento global.

Cuadro: Los gases del efecto invernadero

Gas del efectoinvernadero

% del total de los gases delefecto invernadero

Fuentes y % del total de los gases delefecto invernadero

Dióxido decarbono (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 decombustibles 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. Este efecto varía según las estaciones: en invierno esmayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que los rayos solaressean menos intensos en el horizonte.

Duración de la luz del día: La duración de la luz de día también afecta la cantidad de insolaciónrecibida: mientras más largo sea el período de luz solar, mayor será la posible insolación total. Laduración de la luz del día varía con la latitud y las estaciones. En el ecuador, el día y la noche sonsiempre iguales. En las regiones polares, el período de luz del día alcanza un máximo de 24 horasen verano y un mínimo de cero horas en invierno.

Ángulo de los rayos: El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra varíaconsiderablemente a medida que el sol "se mueve" de un lado a otro del ecuador. Una superficierelativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad de insolación.Por consiguiente, las áreas donde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolación, ya queestos deben atravesar una capa más espesa de la atmósfera y se dispersan sobre una superficie

mayor. Este mismo principio se aplica al desplazamiento diario de los rayos solares. Al mediodía, se



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produce la mayor intensidad de insolación. Durante la mañana y la tarde, cuando el sol se encuentraen un ángulo bajo, la intensidad de la insolación es menor.

Balance térmico: Dado que la energía del sol siempre ingresa en la atmósfera, si toda la energía sealmacenara en el sistema Tierra-atmósfera, la Tierra se podría recalentar. Así, la energía se debeliberar de nuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. La radiación recibida regresacomo radiación terrestre y da lugar a un balance térmico, llamado balance de radiación.

De cada 100 unidades de energía que ingresan en la atmósfera, 51 son absorbidas por la tierra, 19por la atmósfera y 30 reflejadas nuevamente al espacio. Las 70 unidades que absorbe el sistemaTierra-atmósfera (51 + 19 unidades) son irradiadas nuevamente al espacio como una radiación deonda larga.

Distribución del calor: La Tierra, en su totalidad, experimenta grandes contrastes entre el calor y el

frío en cualquier época. En el ecuador, soplan brisas tropicales cálidas mientras que en las regionespolares se forman capas de hielo. De hecho, debido a las extremas diferencias de temperatura entreel ecuador 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 verá másadelante, este "motor térmico" mundial influye en los principales modelos de circulación atmosféricaa medida que el aire caliente se traslada a áreas más frías. Diversas áreas de la Tierra que recibendiferentes intensidades de insolación representan una gran parte de este desequilibrio del calor.Como se dijo anteriormente, la latitud, las estaciones y la duración de la luz del día hacen que laintensidad de insolación recibida varíe según el lugar.

Calentamiento diferencial: La superficie terrestre no sólo recibe diferentes magnitudes de radiación

solar sino que las diversas superficies terrestres absorben energía térmica en magnitudes distintas.Por ejemplo, las masas de tierra absorben y almacenan calor de manera diferente que las de agua.Además, la capacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en los distintos tipos desuperficies terrestres. 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 (se requiere más energía para aumentar la temperatura del agua que para

cambiar la temperatura de la misma cantidad de suelo)



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• La evaporación del agua es un proceso de enfriamiento

Transporte de calor: Además de la radiación, el calor se transmite por conducción, convección y

advección. Estos procesos afectan la temperatura de la atmósfera cercana a la superficie terrestre.La conducción es el proceso por el cual se transmite el calor a través de la materia sin que esta 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. Latransferencia de calor a través de la convección se produce cuando la materia está en movimiento.El aire que se calienta a través de una superficie terrestre calentada (por conducción) se elevaráporque es más liviano que el del ambiente. El aire calentado se eleva y transfiere el calorverticalmente. Así mismo, el aire en altura más frío se hundirá porque es más pesado que el aire delambiente. Esto va de la mano con el aumento del aire y es parte de la transferencia de calor porconvección. Los meteorólogos también emplean el término advección para denotar la transferenciade calor que se produce principalmente por el movimiento horizontal antes que por el movimiento

vertical del aire (convección).

Como se ha mencionado anteriormente, la distribución mundial de la insolación está estrechamenterelacionada con la latitud. La insolación total anual es mayor en el ecuador y disminuye hacia lospolos. La cantidad de insolación recibida anualmente en el ecuador es cuatro veces mayor que larecibida en cualquiera de los polos. A medida que los rayos solares se desplazan estacionalmentede un hemisferio a otro, la zona de insolación diaria máxima posible se mueve con estos. Para laTierra como un todo, las ganancias de energía solar equivalen a las pérdidas de energía queregresan al espacio (balance térmico). Sin embargo, como la región ecuatorial obtiene más calor queel que pierde y como los polos pierden más calor que el que obtienen, algo debe suceder para que elcalor se distribuya de manera más uniforme alrededor de la Tierra. De otro modo, las regionesecuatoriales seguirían calentándose y los polos enfriándose. Por lo tanto, para lograr un equilibrio,las circulaciones atmosféricas y oceánicas realizan una transferencia continua de calor a largaescala (de latitudes bajas a altas).

La atmósfera conduce el aire cálido hacia los polos y el aire frío hacia el ecuador. La transferenciade calor de los trópicos hacia los polos se produce durante todo el año pero en una escala muchomenor en verano que en invierno. En verano, la diferencia de temperatura entre las latitudes bajas yaltas es considerablemente menor que en invierno (50% menos en el hemisferio norte). Como sepodría esperar, el hemisferio de invierno tiene una pérdida neta de energía, y el hemisferio deverano, una ganancia neta. La mayor parte de la ganancia del estío se almacena en las capas

superficiales de la Tierra y el océano, principalmente en este último.Los océanos también desempeñan un papel importante en el intercambio de calor. El agua calientefluye hacia los polos a lo largo del lado occidental de una cuenca del océano y el agua fría hacia elecuador en el lado oriental. En latitudes más altas, el agua caliente se mueve hacia los polos en ellado oriental de la cuenca del océano y el agua fría hacia el ecuador en el lado occidental. Lascorrientes oceánicas se encargan de transportar aproximadamente 40 por ciento de la energía delecuador hacia los polos. El 60 por ciento restante se atribuye al movimiento del aire.

Circulación atmosférica: El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión causadospor 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



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de la fricción. 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 las concentraciones de loscontaminantes liberados al aire alcancen niveles peligrosos.

Presión atmosférica: A pesar de ser invisible, el aire tiene peso. Cualquier gas como el airecontiene moléculas que se mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades. En realidad, lavelocidad depende de la temperatura del gas. La presión atmosférica es causada por moléculas deaire (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 laque se desplazan. Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites, el calentamiento aumentasu presión y el enfriamiento la disminuye. Cuando se confina en un espacio más pequeño, supresión aumenta pero disminuye cuando se expande en un espacio mayor.

En cualquier ubicación, ya sea en la superficie terrestre o en la atmósfera, la presión atmosféricadepende del peso del aire de la capa superior. Imagine una columna de aire. Una columna de aireque se extiende a cientos de kilómetros sobre el nivel del mar ejerce una presión de 1.013 milibaras(mb) (o 1,013 Kpa). Pero si sube en la columna a una altitud de 5,5 km (18.000 pies), la presiónatmosférica será aproximadamente la mitad o 506 mb (0,506 Kpa).

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, contribuyen altransporte del calor y de otras condiciones de la atmósfera alrededor de la Tierra. La denominaciónde los vientos depende de la dirección de donde provienen. Así, un "viento del norte" es aquel que

sopla de norte a sur y un "viento del oeste" es aquel que sopla de oeste a este. Cuando los vientossoplan con mayor frecuencia desde una dirección que desde otra, esta recibe el nombre de vientoprevalente.

La velocidad del viento aumenta rápidamente con la altura sobre el nivel del suelo mientras que lacarga de fricción disminuye. Por lo general, el viento no es una corriente constante sino conformadapor ráfagas con una dirección ligeramente variable, separada por intervalos. Las ráfagas de vientoque se producen cerca de la Tierra se deben a las irregularidades de la superficie, lo cual crearemolinos. Los remolinos son variaciones de la corriente principal del flujo del viento. Lasirregularidades mayores se producen por convección -o transporte vertical del calor. Estas y otrasformas de turbulencia contribuyen al movimiento del calor, de la humedad y del polvo en el aire enaltura.

Fuerza de Coriolis: Si la Tierra no rotara, el aire se movería directamente de una presión alta a unapresión baja. 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 desviacióndel aire a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur. Se trata de unafuerza aparente causada por la rotación de la Tierra bajo la acción del movimiento del aire.Observado desde el espacio, este movimiento de aire (o cualquier movimiento libre de un objeto,para el caso) parece seguir una línea recta. Pero para una persona que se encuentra en la Tierra,este movimiento aparenta haberse desviado.



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

ecuador)

El efecto de esta fuerza de desviación es que el viento parezca cambiar de dirección en la Tierra. Enrealidad, esta se mueve en relación con el viento. Los vientos parecen desviarse hacia la derecha enel hemisferio norte y hacia la izquierda en el hemisferio sur.

Fuerza del gradiente de presión: El viento se produce por la tendencia de la naturaleza a corregirlas diferencias en la presión atmosférica. Así, el viento soplará de las áreas de presión alta a las depresión baja. La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a la baja

se denomina fuerza del gradiente de presión.

El gradiente de presión es la tasa y la dirección del cambio de presión. Está representado por unalínea trazada en los ángulos derechos de las isobaras. Cuando las isobaras se encuentran cerca, losgradientes son inclinados. El viento se moverá más rápidamente a través de isobaras inclinadas. Losvientos son más suaves cuando las isobaras están más alejadas porque la pendiente entre estas noes 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 lasuperficie terrestre hasta que llega a altitudes aproximadas de 500 a 1.000 m. Esta sección de laatmósfera se denomina capa límite planetaria o atmosférica. Por encima de esta capa, la friccióndeja de influir en el viento. La fuerza de Coriolis y la del gradiente de presión se encuentranbalanceadas por encima de la capa límite planetaria. Las fuerzas balanceadas que se producen porencima de la capa donde la fricción influye en el viento crean un viento que sopla paralelamente conlas isobaras. Este viento se denomina viento geostrófico. En el hemisferio norte, las presionesbajas se producirán a la izquierda del viento. En el hemisferio sur, sucederá lo contrario.

Dentro de la capa de fricción, la fuerza de Coriolis, la fuerza del gradiente de presión y la fricciónejercen una influencia sobre el viento. El efecto de la fricción sobre el viento aumenta a medida queeste se acerca a la superficie terrestre. Además, mientras más accidentada sea la superficieterrestre, mayor será la influencia friccional. Por ejemplo, sobre una área urbana el flujo de aire

experimenta más fricción que sobre una gran masa de agua.La fricción no sólo disminuye la velocidad del viento sino que también influye en su dirección. Elefecto de la fricción sobre la dirección del viento se debe a la relación existente entre la velocidad delviento y la fuerza de Coriolis. Se debe recordar que esta fuerza es proporcional a la velocidad delviento. Por lo tanto, a medida que este experimenta mayor fricción en altitudes progresivamentebajas dentro de la capa de fricción, su velocidad y la fuerza de fricción disminuyen. Con la fricción, lafuerza de Coriolis 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 límite planetaria. Al contrario,la fuerza del gradiente de presión predomina y desplaza el viento hacia la presión). La dirección delviento 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



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friccionales aumentan, las direcciones del viento giran más bruscamente hacia la presión baja. Estecambio en la dirección del viento según las diferentes altitudes dentro de la capa de fricción sedenomina espiral de Ekman. El giro de la dirección del viento disminuye con la altura hasta que la

fricción deja de influir en el flujo del viento, como en el caso del viento geostrófico.El efecto de la fricción en el viento influye significativamente en el transporte de los contaminantesdel aire. Cuando una pluma de contaminantes del aire emerge de una chimenea, es probable queascienda a través de la capa límite planetaria (o atmosférica) donde la fricción cambia la direccióndel viento con la altura. Esto la dispersará horizontalmente en direcciones distintas. Además, loscontaminantes liberados en diferentes alturas de la atmósfera pueden moverse en direccionesdiferentes.

Sistemas de presión: El movimiento horizontal del aire está determinado por muchas fuerzas. Losvientos 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 conduceel aire en la dirección de las agujas del reloj alrededor de sistemas de presión alta (anticiclones) enel hemisferio norte, lo contrario sucede en el hemisferio sur.

Efectos del sistema de alta presión del Pacífico y del sistema de presión alta de las Bermudasen la contaminación del aire: La presencia de anticiclones subtropicales semipermanentes en losprincipales océanos influye en la dispersión de la contaminación del aire en diversas áreas delmundo. El sistema 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 en California delsur y el sudeste de Estados Unidos, respectivamente. Estos sistemas de presión alta son conocidoscomo semipermanentes porque cambian de posición sólo de verano a invierno. Se forman por el

hundimiento del aire en la región sobre las zonas de calmas subtropicales (aproximadamente 30° delatitud). El aire frío en altura (hundimiento) se comprime y calienta a medida que se hunde en estasáreas de presión alta y establece una inversión de temperatura elevada. Esta última se producecuando existe una capa de aire cálido sobre una de aire frío, lo cual impide el movimiento vertical delaire. El fondo de esta capa de inversión generalmente se aproxima a la superficie mientras más sealeje del centro del anticiclón.

Sistema de presión alta del Pacífico: En el lado oriental de estos anticiclones semipermanentes, lacapa de inversión es reforzada por el flujo del aire que se desplaza en la dirección de las agujas delreloj alrededor del sistema de presión que atrae el aire del norte. El aire se enfría al entrar encontacto con el agua fría del océano. Esta condición afecta el área de California del sur, que estáubicada en el lado oriental del sistema de presión alta del Pacífico. Las inversiones de temperatura,que limitan la mezcla vertical de los contaminantes del aire, son comunes en esta área. Porconsiguiente, los contaminantes 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 Bermudas: En el lado occidental de los anticiclones permanentes,las condiciones son menos severas. El movimiento del aire en la dirección de las agujas del reloj dalugar al flujo del viento de áreas tropicales del sur, donde el aire es cálido y húmedo. El aire que seasienta en estas áreas de alta presión conduce a inversiones de temperatura elevada pero lafrecuencia y la fuerza de estas no son tan significativas como las que influyen en las costas

occidentales de los continentes debido a la advección del aire cálido. Esta situación es típica en el



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sudeste de Estados Unidos, donde el sistema de presión alta de las Bermudas, situado en el océanoAtlántico, influye en el transporte y la dispersión de los contaminantes.

Circulación general: La circulación general representa el flujo promedio de aire alrededor delmundo. Como los vientos pueden variar ampliamente respecto del promedio en cualquier tiempo ylugar, el estudio de los patrones de flujo promedio del viento puede servir para identificar lospatrones predominantes de circulación en ciertas latitudes y entender sus causas. La fuerza queimpulsa la circulación general es el calentamiento irregular de la superficie terrestre. Las regionesecuatoriales reciben mucho más energía del sol que las polares. Las variaciones horizontales de latemperatura atmosférica, causadas por el calentamiento irregular, determinan diferencias de presiónque dirigen la circulación atmosférica.

Dada la complejidad de la circulación mundial del aire, se empezará por estudiar un modelo simpleque explica cómo sería dicho proceso sin las complicaciones causadas por la rotación de la Tierra y

la irregularidad de su superficie. Si la Tierra no rotara y estuviera compuesta por una superficiesólida uniforme, se podría observar un modelo de circulación muy predecible del ecuador a lospolos. El aire del ecuador, que recibe más radiación solar, sería mayor que el de los polos. Seríamás cálido y ligero, y se elevaría debido a la convección. A medida que el aire ecuatorial cálido seeleva, se producen tormentas eléctricas que liberan más calor y hacen que el aire continúeelevándose hasta que llega a la capa superior de la atmósfera. En este punto, el aire empezaría amoverse hacia 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 flujodel aire cercano a la superficie estaría siempre fuera del norte porque el aire más frío del polo norteremplazaría al aire cálido, ascendente desde el ecuador.

Sin embargo, la Tierra rota, lo que complejiza este flujo relativamente simple de aire. El efecto deCoriolis es un factor principal que explica los patrones reales del flujo del aire alrededor de la Tierra.

A continuación se explicará cómo actúa la fuerza de Coriolis en la circulación planetaria del aire. Enel ecuador, el aire cálido se eleva y muchas veces se condensa en grandes nubarrones y tormentas.De este modo, se desarrolla una banda de presión baja alrededor del ecuador. Estas tormentaseléctricas liberan calor, que conduce el aire hacia partes más altas de la atmósfera. Allí, el aireempieza a trasladarse lateralmente hacia los polos y se enfría a medida que se mueve. El aireempieza a convergir o "reunirse" a una altura aproximada de 30° de latitud. La convergencia del airehace que este se hunda o asiente en esta latitud. Esto determina la divergencia del aire en lasuperficie terrestre. A medida que el aire se hunde en esta región, el cielo se muestra despejado ylos vientos superficiales son suaves y variables. Las latitudes de 30° se conocen como zonas decalmas subtropicales porque era allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban alNuevo Mundo. El término correspondiente en inglés es horse latitudes porque, según la leyenda,cuando escaseaban los alimentos y las provisiones, generalmente los tripulantes se comían a loscaballos o estos eran arrojados en esta región.

De las zonas de calmas subtropicales, una parte del aire superficial regresa al ecuador. Debido alefecto de Coriolis, los vientos soplan desde el nordeste en el hemisferio norte y desde el sudeste enel hemisferio sur. Estos vientos constantes se llaman vientos alisios.



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En lugar de desplazarse hacia el ecuador, en las latitudes de 30° C, una parte del aire superficial lohace hacia los polos. La fuerza de Coriolis desvía estos vientos hacia el este en ambos hemisferios.Estos vientos superficiales soplan del oeste al este y se denominan vientos prevalentes del oeste

o vientos del oeste en ambos hemisferios. Entre las latitudes de 30° a 60°, los sistemas móviles depresión y las masas de aire asociadas (que se abordarán posteriormente) ayudan a transportar laenergía. La mayor parte del aire húmedo de las regiones del sur se desplaza hacia el norte. Estahumedad 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 (hemisferio delnorte) y hacia el nordeste (hemisferio del sur) hasta que se encuentran con los del oeste, máscálidos. La interfaz entre los vientos polares del este y los del oeste es el frente polar, que setraslada a medida que ambas masas de aire se presionan entre sí de un lado al otro. El frente polarviaja 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. Amedida que el aire húmedo y cálido, característico de los vientos del oeste, ejerce una presión sobrelos del este, fríos y más secos, se desarrolla un clima tempestuoso. Por consiguiente, el frente polargeneralmente está acompañado por nubes y precipitaciones.

Las bandas más estrechas de vientos de alta velocidad, conocidas como corrientes de chorro, sedesarrollan cuando existen grandes diferencias horizontales de temperatura. Si bien la corriente dechorro varía en tamaño y fuerza, generalmente tiene entre 7,6 y 12,2 km (25.000 y 40.000 pies)sobre la Tierra, y sus velocidades oscilan entre 129 y 193 km (80 y 120 mph) según la latitud y laestación. Estos vientos de gran altitud afectan a los superficiales al mismo tiempo que ayudan a"dirigir" los sistemas superficiales del clima. Si bien la dirección de la corriente de chorro

generalmente es de este a oeste alrededor del globo, muchas veces desciende de norte a sur altiempo 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 dekilómetros cuadrados 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 yevaporación condicionan la masa de aire a medida que se desplaza. Además, los contaminantesliberados en una masa de aire se desplazan y dispersan dentro de ella. Las masas de aire son másfrecuentes en ciertas regiones. Estas áreas se conocen como regiones de origen y determinan laclasificación de la masa de aire. Las masas de aire se clasifican como marítimas o continentalessegún tengan su origen en el océano o la Tierra, y como árticas, polares o tropicales según la latitudde su origen. El cuadro siguiente resume las características de las masas de aire. La frontera entremasas de aire con características diferentes se denomina frente. Un frente no es una paredmarcada sino una zona de transición que muchas veces abarca varias millas.



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Cuadro: Clasificación de las masas de aire

Nombre Origen Propiedades Símbol

oÁrtica Regiones polares Temperaturas bajas, pero con humedad relativa

alta de verano, la más fría de las masas de airede invierno

A

Polarcontinental*

Áreas continentalessubpolares

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

cP

Polarmarítima

Área subpolar y regiónártica

Temperaturas bajas, crecientes con elmovimiento, humedad alta

mP

Tropical

continental

Áreas subtropicales de

presión alta

Temperaturas altas, bajo contenido de humedad cT

Tropicalmarítima

Fronteras meridionales deáreas oceánicassubtropicales de presiónalta

Temperaturas altas moderadas, humedad altaespecífica y relativa

mT

Nota: El nombre de una masa de aire, por ejemplo polar continental , se puede invertir a continental polar pero el símbolo cP se mantiene para ambos casos.

La temperatura es una propiedad básica de las masas de aire. La temperatura de una masa de airedepende de la región donde esta se origina. Las masas árticas de aire son las más frías, y lastropicales, las más cálidas.

La humedad es la segunda propiedad básica de una masa de aire. Desempeña un papel significativoen el tiempo y en el clima, y generalmente se trata independientemente de los demás componentesdel aire. En cualquiera de sus formas, la humedad atmosférica es un factor de humedad, nubosidad,precipitación y visibilidad. El vapor de agua y las nubes afectan la transmisión de la radiación tantohacia como desde la superficie terrestre. A lo largo del proceso de evaporación, el vapor del aguatambién transporta calor latente al aire, lo cual le da una función en el intercambio de calor (así comoen el intercambio de humedad) entre la Tierra y la atmósfera. El agua atmosférica se obtiene por

evaporación pero se pierde por precipitación. La atmósfera sólo almacena una fracción de minuto delagua terrestre bajo la forma de nubes y vapor. La cantidad neta de agua presente en la atmósfera alfinal de cualquier período para una determinada región es una suma algebraica total de la cantidadalmacenada en un período previo, la ganancia por evaporación, la ganancia o pérdida por transportehorizontal y la pérdida por precipitación. Esta relación expresa el balance hídrico de la atmósfera.

Frentes: Cuatro patrones de frentes -cálido, frío, ocluido y estacionario- se pueden formar por airede temperaturas diferentes. El frente frío es una zona de transición entre el aire cálido y el frío,donde este último se mueve sobre el área previamente ocupada por el cálido. Por lo general, losfrentes fríos presentan pendientes de 1:50 a 1:150, lo que significa que por cada kilómetro dedistancia vertical cubierta por el frente, habrá de 50 a 150 km de distancia horizontal cubierta. El

aumento de aire cálido sobre un frente frío en avance y el enfriamiento expansivo subsiguiente a



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este aire, conducen a nubosidades y precipitaciones de acuerdo con la posición del frente superficial(el frente superficial es el punto en el que el frente en avance entra en contacto con la Tierra).

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 de salidadel frente. La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente cálido.

Cuando emergen frentes fríos y cálidos (y el frente frío se sobrepone al cálido) se forman frentesocluidos. Los frentes ocluidos pueden ser llamados oclusiones de frentes cálidos o fríos. Sinembargo, cualquiera sea el caso, una masa de aire más fría predomina sobre una no tan fría.

Independientemente del tipo de frente ocluido que se aproxime, las nubes y precipitacionesresultantes de tal frente serán similares a las de un frente cálido. A medida que el frente pasa, lasnubes y la precipitación se parecerán a las de un frente frío. Así, por lo general es imposible

distinguir cuándo se aproxima un frente cálido y cuándo lo hace uno ocluido. Las regiones en las quepredominan los frentes ocluidos presentan pocas nubes, cantidades mínimas de precipitaciones ypequeños cambios diarios de temperatura.

El último tipo de frente es el estacionario. Como su nombre lo indica, las masas de aire alrededor deeste frente no se encuentran en movimiento.

Las áreas migratorias de presión alta (anticiclones) y de presión baja (ciclones), así como los frentesrelacionados con estas últimas son responsables de los cambios climáticos diarios que se producensobre la mayoría de las regiones de latitud media de la Tierra. Los sistemas de presión baja delatitudes medias se forman a lo largo de superficies frontales que separan masas de aire

provenientes de fuentes distintas, con características diferentes en cuanto a la humedad y latemperatura. La configuración de un sistema de presión baja está acompañada por la formación deuna onda en el frente, consistente en un frente cálido y uno frío, ambos con un movimiento contrarioa las agujas del reloj alrededor del sistema de presión baja. Este sistema se conoce como ciclón.Como se recordará, los triángulos indican los frentes fríos, y los semicírculos, los cálidos. Las cincoetapas presentadas aquí son:

1. Inicio de la circulación ciclónica2. Sector cálido bien delimitado entre los frentes3. Frente frío que se sobrepone al cálido4. Oclusión (fusión de los dos frentes)5. Disipación

Entrampamiento frontal: Los sistemas frontales están acompañados por inversiones. Lasinversiones se producen cuando el aire cálido se eleva sobre el frío y "entrampa" al aire frío pordebajo. Cuando se producen estas inversiones, la circulación del aire es relativamente escasa y elaire se estanca también de manera relativa. Este entrampamiento frontal se puede producir ya seacon frentes cálidos o con fríos. Como por lo general un frente cálido se desplaza más lentamenteque uno frío y su superficie frontal se agita de manera más gradual, el entrampamientogeneralmente será más importante con un frente cálido. Además, las velocidades del viento de bajonivel y superficial delante de un frente cálido (dentro del sector entrampado) generalmente serán

inferiores a las velocidades del viento detrás de un frente frío. La mayor parte del entrampamiento



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frontal cálido se producirá de norte a oeste desde una determinada fuente contaminante, y elentrampamiento frontal frío de sur a este desde la fuente.

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

Los rasgos topográficos afectan la atmósfera de dos maneras: térmicamente (a través del calor) ygeométricamente (o mecánicamente). La turbulencia térmica se produce por el calentamientodiferencial. Los objetos emiten calor en tasas distintas. Por ejemplo, un área con pasto no tendrácapacidad de absorción y, en consecuencia, liberará tanto calor como una playa de estacionamientoasfaltada. La turbulencia mecánica es causada por el viento que fluye sobre objetos de tamaños y

formas diferentes. Por ejemplo, el flujo del viento que rodea un edificio será diferente del de unmaizal.

Terreno plano: Si bien una pequeña parte de la superficie terrestre es completamente plana,algunas áreas se consideran como planas para propósitos topográficos. En esta categoría estánincluidos los océanos, aunque tienen una textura de superficie, y los rasgos ligeramente ondulantesdel terreno.

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 siguiente presenta una lista de loselementos superficiales, desde los rasgos de superficies lisas con poca influencia friccional hasta los

rasgos accidentados con amplia influencia friccional.

Cuadro: Ejemplos de diferentes superficies accidentadas (en orden de muy lisas a muyaccidentadas)

Llanura arcillosa, hieloMar en calmaArenaPlanicie, cubierta de nieveCésped cortado

Césped 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 conocido perfil delviento con altura. Las áreas urbanas con construcciones densas y edificios altos ejercen una fuerza



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friccional grande sobre el viento haciendo que disminuya, cambie de dirección y se haga másturbulento. Por consiguiente, los vientos de gradiente (esto es, los que no se ven afectados por lafricción) alcanzan mayores altitudes cuando se producen sobre áreas urbanas que cuando lo hacen

sobre el nivel del suelo.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 lo haceexcepcionalmente bien. Durante la noche, el concreto libera grandes cantidades de calor al aire, elagua no. El aire se eleva sobre los objetos calentados en cantidades variables .

Los investigadores de la contaminación del aire concuerdan en que la dispersión atmosférica en losterrenos complejos puede ser muy diferente y mucho más complicada que en los terrenos planos.Los efectos del terreno complejo en la dispersión atmosférica han sido investigados en modelos defluidos y por medio de experimentos de campo.

La turbulencia mecánica en terrenos con montañas y valles siempre depende del tamaño, la forma yla orientación de los rasgos. Las numerosas combinaciones de terrenos montañosos o con vallesincluyen una sola montaña sobre un terreno plano, un valle profundo entre montañas, un valle enterreno plano o una cordillera. El aire tiende a elevarse sobre un obstáculo que se presenta en sucamino y una parte trata de abrirse paso por los diferentes lados. Si una inversión de temperaturaelevada (aire cálido sobre aire frío) cubre la mayor elevación, entonces el aire tratará de encontrar sucamino por los costados de la montaña. Cuando el flujo de aire es bloqueado, se produce unentrampamiento o recirculación del aire. Durante la noche, los cerros y las montañas producen flujosde vientos descendientes porque el aire es más frío en grandes elevaciones. Por lo general, losvientos descendientes son ligeros. Sin embargo, bajo condiciones correctas, se pueden producir

vientos más rápidos.

La turbulencia térmica en un terreno con montañas y valles también guarda relación con el tamaño,la forma y la orientación de los rasgos. Si bien no es posible explicar todas las combinaciones, sepueden presentar algunas generalidades. Las montañas y los valles se calientan de manera desigualdebido al movimiento del sol en el cielo. Por la mañana, el sol calienta e ilumina un lado de unamontaña o valle. El otro lado todavía esta oscuro y frío. El aire se eleva sobre el lado iluminado ydesciende 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 enfríadebido al enfriamiento radial, el aire desciende al valle desde las colinas más altas.

En el caso de un valle, los vientos descendentes se pueden producir en las pendientes opuestas delvalle, lo que determina que el aire frío y denso se acumule o deposite en el suelo. Este aire frío sepuede 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 dalugar a una inversión de temperatura que restringe el transporte vertical de los contaminantes delaire.

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 valle

restringe las variaciones en la dirección del viento.



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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 el

efecto producido en un terreno complejo es importante tener un conocimiento detallado de las áreasespecíficas que lo conforman.

Tierra/agua: El tercer tipo de terreno es una interfaz de Tierra/agua . En parte debido a lacomodidad, muchas ciudades grandes están ubicadas cerca de cuerpos de agua. La tierra y el aguano sólo presentan superficies con accidentes de diferentes características, sino también distintaspropiedades de calentamiento. Puede ser muy difícil predecir el flujo del aire y, por lo tanto, ladispersión y el transporte de las plumas en este caso.

Las propiedades térmicas de la Tierra y el agua son radicalmente diferentes. La tierra y los objetosque 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. Experimentancambios estacionales, con un retraso máximo de 60 días. Por ejemplo, las temperaturas oceánicasmás cálidas se producen desde fines del verano hasta inicios del otoño y las más frías, desde finesdel invierno hasta inicios de la primavera.

Mientras el sol brilla sobre la interfaz Tierra/agua, la radiación solar penetra varios pies a través delagua. Por otro lado, la radiación solar que cae sobre la Tierra sólo calentará las primeras pulgadas.Además, mientras el sol brilla sobre la superficie acuática, se produce la evaporación y ciertocalentamiento. La capa delgada del agua cercana al aire se enfría debido a la evaporación y semezcla con la pequeña capa superficial calentada. Esta mezcla mantiene la temperatura del aguarelativamente constante. Por otro lado, las superficies de la Tierra se calientan rápidamente, lo que

hace que el aire adyacente se caliente, se haga menos denso y se eleve. El aire frío sobre el aguaes atraído Tierra adentro. Es lo que se conoce como "brisa marina". Por la noche, el aire que estásobre la Tierra se enfría rápidamente debido al enfriamiento radial, que hace que la temperatura dela Tierra disminuya más rápidamente que la del cuerpo adyacente de agua. Esto crea un flujo deretorno llamado "brisa terrestre”. Las velocidades del viento en una brisa terrestre son ligeras;mientras que las velocidades del viento en el mar pueden ser muy aceleradas. La presión diferencialsobre la tierra y el agua causa las brisas marinas. Con estas (durante el día), la presión sobre laTierra calentada es menor que la presión sobre el agua más fría. En cambio, con las brisasterrestres (durante la noche) ocurre lo contrario.

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

Áreas urbanas: Las áreas urbanas presentan accidentes adicionales y características térmicasdiferentes debido a la presencia de elementos hechos por el hombre. La influencia térmica domina lade 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



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el sol se pone, el área urbana continúa irradiando calor desde los edificios, las superficiespavimentadas, etc. El aire que este complejo urbano calienta, asciende y crea un domo sobre laciudad. 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 elcomplejo urbano nuevamente. Por lo general, debido al continuo calentamiento, las áreas urbanasnunca recobran condiciones estables.

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

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 actúacomo un todo. Pero al ser independiente, no se mezcla fácilmente con el aire circundante. Elintercambio de calor entre la porción de aire y sus alrededores es mínimo y su temperatura,generalmente uniforme. Una porción de aire es análoga al aire contenido en un globo.

Factores de flotabilidad: La temperatura y la presión atmosférica influyen en la flotabilidad de lasporciones de aire. Mientras otras condiciones permanecen constantes, la temperatura del aire (unfluido) se eleva a medida que la presión atmosférica aumenta y decrece a medida que estadisminuye. 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 de calor dela superficie terrestre, por ejemplo), comienza a expandirse y enfriarse ya que la temperatura de laporción es mayor que el aire circundante, es también menos densa. Esto hace que la porción seeleve o flote. Al elevarse, también se expande, con lo cual disminuye su presión y, por lo tanto,también su temperatura. El enfriamiento inicial de una porción de aire produce el efecto contrario. Esdecir, mientras que el aire cálido se eleva y enfría, el aire frío desciende y se calienta.

El grado en el que una porción de aire se eleva o desciende depende de la relación existente entresu 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 delaire circundante son iguales, la porción no se elevará ni descenderá a menos que sea bajo lainfluencia del flujo del viento.

Gradiente vertical de temperatura: El gradiente vertical de temperatura se define como elgradiente en el que la temperatura del aire cambia con la altura. El verdadero gradiente vertical detemperatura de la atmósfera es aproximadamente de 6 a 7 °C por km (en la troposfera) pero varíamucho según el lugar y la hora del día. Una disminución de temperatura con la altura se define comoun 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 laestabilidad 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



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confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire. Para comprender laestabilidad atmosférica y su importancia en la dispersión de la contaminación, es fundamental alentender los mecanismos de la atmósfera porque están relacionados con la circulación atmosférica

vertical.Gradiente adiabático seco: Una porción de aire en su mayor parte no intercambia calortraspasando sus fronteras. Por consiguiente, una porción de aire más cálida que el aire circundanteno transfiere calor a la atmósfera. Cualquier cambio de temperatura producido en la porción de airese debe a aumentos o disminuciones de la actividad molecular interna. Estas modificaciones seproducen adiabáticamente y se deben sólo al cambio de la presión atmosférica provocado por elmovimiento vertical de la porción de aire. Un proceso adiabático es aquel en el que no se producetransferencia de calor ni de masa a través de las fronteras de la porción de aire. En este proceso, lacompresión da lugar al calentamiento, y la expansión al enfriamiento. Una porción de aire seco quese eleva en la atmósfera se enfría en el gradiente adiabático seco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un

gradiente vertical de -9,8 °C/1.000 m. De manera similar, una porción de aire seco que se hunde enla atmósfera se calienta en el gradiente adiabático seco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un gradientevertical de 9,8 °C/1.000 m. En este contexto, se considera que el aire es seco ya que el agua quecontiene permanece en estado gaseoso.

El gradiente vertical adiabático seco es fijo, totalmente independiente de la temperatura del aireambiental. Siempre que una porción de aire seco ascienda en la atmósfera, se enfriará en elgradiente de 9,8 °C/1.000 m, independientemente de cuál haya sido su temperatura inicial o la delaire circundante. Como se verá más adelante, el gradiente vertical adiabático seco es fundamentalen la definición de la estabilidad atmosférica.

Un diagrama adiabático simple demuestra la relación entre la elevación y la temperatura. Se deberecordar que la pendiente de la línea permanece constante, independientemente de su temperaturainicial en el diagrama.

Gradiente vertical adiabático húmedo: Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vaporde agua seguirá enfriándose en el gradiente vertical adiabático seco hasta que alcance sutemperatura de condensación o punto de rocío. En este punto, la presión del vapor de agua iguala ala del vapor de saturación del aire y una parte del vapor de agua se comienza a condensar. Lacondensación libera calor latente en la porción de aire y, por consiguiente, el gradiente deenfriamiento de la porción disminuye. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no esconstante pero 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.

Gradiente ambiental: Como se dijo anteriormente, el verdadero perfil de la temperatura del aireambiental muestra el gradiente vertical del ambiente. Este, algunas veces denominado gradientevertical prevalente o atmosférico, es el resultado de complejas interacciones complejas producidaspor factores meteorológicos y generalmente se considera que consiste en una disminución en latemperatura con la altura. Es particularmente importante para la circulación vertical, ya que latemperatura del aire circundante determina el grado en el que una porción de aire se eleva odesciende. El perfil de la temperatura puede variar considerablemente con la altitud; algunas vecespuede alcanzar gradientes mayores que el adiabático seco y en otras ocasiones, menores. El



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fenómeno producido cuando la temperatura aumenta con la altitud se conoce como inversión de latemperatura.

Altura de mezcla: Recuerde la analogía de la porción de aire con un globo. Hay tres maneras enque el gradiente adiabático influye en la flotabilidad. En cada situación asuma que el globo se inflacon aire a 20 °C en el nivel del suelo y luego es impulsado manualmente a una altura de 1 km (porejemplo, por el viento sobre la cresta de una montaña). El aire del globo se expandirá y enfriará aaproximadamente 10 °C. La elevación o caída del globo debido a la descarga depende de latemperatura y la densidad del aire circundante. En la situación "A", el globo se elevará porquepermanece más cálido y menos denso que el aire circundante. En la situación "B", se hundirá porquees más frío y denso. En la situación "C", no se moverá porque tiene la misma temperatura ydensidad que el aire circundante.

Los mismos principios se aplican para las condiciones reales de la atmósfera cuando una porción de

aire se calienta cerca de la superficie y se eleva, y otra desciende para tomar su lugar. La relaciónentre el gradiente vertical adiabático y el gradiente vertical ambiental debería ser visible entonces.Este último controla el grado en el que una porción de aire puede elevarse o descender.

En un diagrama adiabático, el punto en el que la porción de aire que se enfría en el gradiente verticaladiabático seco intersecta la "línea" perfil de la temperatura ambiental se conoce como altura demezcla. Este es el nivel máximo al que la porción de aire puede ascender. Cuando no se produceninguna intersección (cuando el gradiente vertical ambiental es mucho mayor que el gradientevertical adiabático), la altura de mezcla se puede extender a mayores alturas en la atmósfera. El aireque se encuentra debajo de la altura de mezcla conforma la capa de mezclado. Mientras másprofunda sea esta capa, mayor será el volumen de aire disponible para la dispersión de los

contaminantes.

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

Condiciones inestables: Recuerde que una porción de aire que empieza a elevarse se enfriará enel gradiente adiabático seco hasta que alcance su punto de rocío, en el que se enfriará en elgradiente adiabático húmedo. Esto supone que la atmósfera circundante tiene un gradiente verticalmayor que el gradiente vertical adiabático (con un enfriamiento a más de 9,8 °C/1.000 m), de modoque la porción que se eleva seguirá siendo más cálida que el aire circundante. Este es un gradientesuperadiabático. La diferencia de temperatura entre el verdadero gradiente vertical de temperaturadel ambiente y el gradiente vertical adiabático seco en realidad aumenta con la altura, al igual que la

flotabilidad.



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A medida que el aire se eleva, el aire más frío se mueve por debajo. La superficie terrestre puedehacer que se caliente y empiece a elevarse nuevamente. Bajo estas condiciones, la circulación

vertical en ambas direcciones aumenta y se produce una mezcla vertical considerable. El grado deinestabilidad depende de la importancia de las diferencias entre los gradientes verticalesambientales y los adiabáticos secos.

Las condiciones inestables más comunes se producen durante los días soleados con vientos debajas velocidades y fuerte insolación. La Tierra absorbe rápidamente el calor y transfiere parte deeste a la capa de aire superficial. Si las propiedades térmicas de la superficie son uniformes, esposible que exista una masa flotante de aire, o numerosas porciones de aire si dichas propiedadesvarían. Cuando el aire se calienta, se vuelve menos denso que el aire circundante y se eleva.

Otra condición que puede conducir a la inestabilidad atmosférica es la producción de ciclones

(sistema de presión baja), caracterizados por aire ascendente, nubes y precipitación.

Condiciones neutrales: Cuando el gradiente vertical de la temperatura del ambiente es el mismoque el gradiente vertical adiabático seco, la atmósfera se encuentra en estabilidad neutral. 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. Se producedurante los días con viento o cuando una capa de nubes impide el calentamiento o enfriamientofuerte de la superficie terrestre.

Condiciones estables: Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente verticaladiabático (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 fríoy, por lo tanto, más denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza de elevación, elaire que se elevó regresará a su posición original. Las condiciones estables se producen durante lanoche, cuando el viento es escaso o nulo.

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

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 relativamente superficial. Lasplumas emitidas a las capas de aire que experimentan una inversión (capas invertidas) no sedispersan mucho al ser transportadas por el viento. Las plumas emitidas por encima o por debajo deuna capa invertida no penetran en ella sino que quedan entrampadas. Por lo general, las altasconcentraciones de contaminantes del aire están relacionadas con las inversiones ya que estasinhiben la dispersión de las plumas. Los cuatro tipos de inversión principales se deben a diversas

interacciones atmosféricas y presentan diferentes períodos de duración.



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Inversión por radiación: La inversión por radiación es el tipo más común de inversión superficial yse 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 temperaturamenor que la del aire de la capa superior, se vuelve muy estable y la capa de aire cálido impidecualquier movimiento vertical.

Las inversiones por radiación generalmente se producen desde las horas finales de la tarde hastalas primeras de la mañana, con el cielo despejado y vientos calmados, cuando el efecto deenfriamiento es mayor. Las mismas condiciones que conducen a las inversiones nocturnas porradiación, determinan la inestabilidad durante el día. Los ciclos de inestabilidad a lo largo del día einversiones durante la noche son relativamente comunes. Por consiguiente, los efectos de lasinversiones por radiación generalmente son de corta duración. Los contaminantes que quedanentrampados debido a las inversiones son dispersados por la vigorosa mezcla vertical producida

cuando la inversión se interrumpe después del amanecer.

Sin embargo, en algunos casos el calentamiento diario que sigue a una inversión nocturna porradiación puede no ser lo suficientemente fuerte para disminuir la capa de inversión. Por ejemplo,una niebla espesa puede acompañar la inversión y reducir el efecto de la luz solar al día siguiente.En condiciones adecuadas, pueden generarse varios días de inversión por radiación con altasconcentraciones de contaminantes. Es muy probable que esta situación ocurra en un valle cerrado,donde el movimiento nocturno descendente del aire frío puede reforzar una inversión por radiación ypropiciar la formación de niebla.

En los lugares donde las inversiones por radiación son comunes y tienden a estar relativamente

cerca de la superficie, las chimeneas altas que emiten contaminantes sobre la capa de inversiónpueden ayudar a reducir las concentraciones de estas sustancias en el nivel superficial.

Inversión por subsidencia: La inversión por subsidencia generalmente está asociada con losanticiclones (sistemas de alta presión). Se debe recordar que el aire de un anticiclón desciende yfluye hacia afuera con una rotación que sigue la dirección de las agujas del reloj. A medida que elaire desciende, la mayor presión existente en altitudes menores lo comprime y calienta en elgradiente vertical adiabático seco. Por lo general, este calentamiento se produce en un gradientemás acelerado que el gradiente vertical ambiental. Durante el día, la capa de inversión resultante deeste proceso con frecuencia se eleva a cientos de metros sobre la superficie. Durante la noche, labase de una inversión por subsidencia generalmente desciende, quizás hasta llegar al suelo, debidoal enfriamiento del aire superficial. En efecto, los días despejados y sin nubes característicos de losanticiclones propician las inversiones por radiación, de modo que se puede producir una inversiónsuperficial durante la noche y una elevada durante el día. Si bien la capa de mezcla que seencuentra debajo de la inversión puede variar diariamente, nunca será muy profunda.

A diferencia de las que se producen por radiación, las inversiones por subsidencia tienen unaduración relativamente larga. Esto se debe a su relación tanto con los anticiclones semipermanentescentrados en cada océano como con los anticiclones migratorios de movimiento lento.

Cuando un anticiclón se estanca, los contaminantes emitidos dentro de la capa de mezcla no se

pueden diluir. Como resultado, es probable que las concentraciones de contaminantes se eleven



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durante algunos días. Los casos más graves de contaminación del aire en Estados Unidos se hanproducido o bien por un anticiclón migratorio estancado (por ejemplo, el de Nueva York ennoviembre de 1966 y el de Pensilvania en octubre de 1948) o bien en el límite este del anticiclón

semipermanente del Pacífico (Los Ángeles).Inversión frontal: Anteriormente se menciona sobre el entrampamiento frontal, la inversiónrelacionada tanto 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 la capa de airefrío más cercana a la superficie. La fuerza de la inversión depende de la diferencia de temperaturaentre las dos masas de aire. Como los frentes se mueven horizontalmente, los efectos de lainversión generalmente duran poco y la falta de movimiento vertical suele compensarse con losvientos relacionados con el paso frontal. Sin embargo, cuando los frentes se vuelven estacionarios,las condiciones de inversión pueden prolongarse.

Inversiones por advección : Las inversiones por advección están relacionadas con el flujohorizontal del aire cálido. Cuando este se mueve sobre una superficie fría, los procesos deconducción y convección enfrían el aire más cercano a la superficie y conducen a una inversiónbasada en la superficie. Este tipo de inversión es más común durante el invierno, cuando el airecálido pasa sobre una superficie cubierta de nieve o extremadamente fría.

Otro tipo de inversión por advección se produce cuando el aire cálido es impulsado sobre la partesuperior de una capa de aire frío. Este tipo de inversión es común en las pendientes del este de lascordilleras, donde el aire cálido del oeste desplaza al aire frío del este. Este tipo de inversiones esmuy común en Denver. Ambos tipos de inversiones son verticalmente estables pero puedenpresentar vientos fuertes bajo la capa de inversión.

Estabilidad y comportamiento de la pluma: El grado de estabilidad atmosférica y la altura demezcla resultante tienen un importante efecto en las concentraciones de contaminantes en el aireambiental. Si bien en la discusión sobre la mezcla vertical no hemos abordado el movimientohorizontal del aire, o el viento, es importante saber que este se produce bajo condiciones deinversión. Los contaminantes que no se pueden dispersar hacia arriba lo pueden hacerhorizontalmente a través de los vientos superficiales.

La combinación de los movimientos verticales y horizontales del aire influye en el comportamiento delas plumas de fuentes puntuales (chimeneas). Más adelante se revisa más detalladamente ladispersión de las plumas. Sin embargo, en esta lección se describirán los diversos tipos de plumascaracterísticos de diferentes condiciones de estabilidad.La pluma de espiral se produce en condiciones muy inestables debido a la turbulencia causada porel acelerado giro del aire. Mientras las condiciones inestables generalmente son favorables para ladispersión de los contaminantes, algunas veces se pueden producir altas concentracionesmomentáneas en el nivel del suelo si los espirales de la pluma se mueven hacia la superficie.

La pluma de abanico se produce en condiciones estables. El gradiente de inversión inhibe elmovimiento vertical sin impedir el horizontal y la pluma se puede extender por varios kilómetros asotavento de la fuente. Las plumas de abanico ocurren con frecuencia en las primeras horas de lamañana durante una inversión por radiación.



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La pluma de cono es característica de las condiciones neutrales o ligeramente estables. Este tipo deplumas tiene mayor probabilidad de producirse en días nubosos o soleados, entre la interrupción deuna inversión por radiación y el desarrollo de condiciones diurnas inestables.

Obviamente, un problema importante para la dispersión de los contaminantes es la presencia de unacapa de inversión, que actúa como una barrera para la mezcla vertical. Durante una inversión, laaltura de una chimenea en relación con la de una capa de inversión muchas veces puede influir en laconcentración de los contaminantes en el nivel del suelo.

Cuando las condiciones son inestables sobre una inversión la descarga de una pluma sobre esta dalugar a una dispersión efectiva sin concentraciones notorias en el nivel del suelo alrededor de lafuente. Esta condición se conoce como flotación.

Si la pluma se libera justo debajo de una capa de inversión, es probable que se desarrolle una grave

situación de contaminación del aire. Ya que el suelo se calienta durante la mañana, el aire que seencuentra debajo de la mencionada capa se vuelve inestable. Cuando la inestabilidad alcanza elnivel de la pluma entrampada bajo la capa de inversión, los contaminantes se pueden transportarrápidamente hacia abajo hasta llegar al suelo. Este fenómeno se conoce como fumigación. Lasconcentraciones de contaminantes en el nivel del suelo pueden ser muy altas cuando se produce lafumigación. Esta se puede prevenir si las chimeneas son suficientemente altas.

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 la lección6, se explicará más detalladamente el comportamiento de los contaminantes alrededor de fuentespuntuales, y en la siguiente lección, se abordarán los instrumentos empleados en la medición

meteorológica.

Velocidad del viento: Si bien el viento es una cantidad vectorial y se puede considerar una variableprimaria por naturaleza, por lo general en velocidad (la magnitud del vector) y dirección (laorientación del vector) se consideran variables independientes. La velocidad del viento determina lacantidad de dilución inicial que experimenta una pluma. Por lo tanto, la concentración decontaminantes en una pluma está directamente relacionada con la velocidad del viento. Estatambién influye en la altura de la elevación de la pluma después de ser emitida. A medida que lavelocidad del viento aumenta, la elevación de la pluma disminuye al ser deformada por el viento.Esto hace que disminuya la altura de la pluma, que se mantiene más cerca del suelo y puede causarun impacto 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. Ambos tipos de anemómetrosconstan de dos subconjuntos; el sensor y el transductor. El sensor es el dispositivo que rota poracción de la fuerza del viento. El transductor es el que genera la señal que se grabará. Un paquetecompleto de instrumentos también puede incluir un sistema electrónico para captar y grabar lasseñales electrónicas que genera el transductor. Por ejemplo, es probable que se necesiteacondicionar la señal de modo que produzca una cantidad reportable. Para ello se debe usar un



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acondicionador de señal. Por último, para usar la señal acondicionada, esta deberá ser registraday/o grabada a través de grabadores y registradores.

Anemómetros rotativos de cubetas: El anemómetro rotativo de cubetas generalmente consta detres cubetas cónicas o hemisféricas montadas simétricamente sobre un eje vertical de rotación. Latasa de rotación de las cubetas generalmente es lineal sobre el rango normal de medidas, con unavelocidad lineal del viento de aproximadamente 2 a 3 veces la velocidad lineal de un punto en elcentro de una cubeta, según sea su ensamblaje.

Anemómetros con paletas de orientación y hélices con montura fija: El anemómetro conpaletas de orientación consta generalmente de una hélice de dos, tres o cuatro paletas radiales querota sobre un eje de giro horizontal frente al viento. Existen varios anemómetros de hélice queemplean moldes ligeros de plástico o de espuma de poliestireno para que las paletas de la hélicealcancen bajas velocidades umbrales al inicio. Algunos anemómetros de hélice no tienen paletas

móviles. En cambio, para determinar los componentes vectoriales (esto es, la velocidad y ladirección) del viento horizontal se usan hélices ortogonales de montura. Para determinar elcomponente vertical del viento, se puede emplear una tercera hélice con una montura fija que girasobre un eje vertical.

Transductores de velocidad del viento: Existen varios mecanismos para convertir la tasa derotación de las cubetas o hélices en una señal eléctrica adecuada para el registro y/o procesamiento.La selección de un transductor depende de la naturaleza del programa de monitoreo -es decir, delgrado de sensibilidad requerido y del tipo de registro o lectura de datos que se necesita. Los cuatrotransductores más 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 algunas limitaciones

para lograr un nivel umbral bajo y respuestas rápidas. Es importante usar instrumentos con bajosniveles umbrales al inicio como los anemómetros que emplean generadores DC miniaturizados. Lostransductores con generadores AC eliminan la fricción de la escobilla pero se debe diseñarcuidadosamente el circuito de acondicionamiento de la señal para evitar la alteración de lasoscilaciones en la señal de salida que se puede producir ante velocidades bajas del viento.

Los transductores de contacto eléctrico se usan para medir el pasaje total del viento (flujo continuodel viento) en lugar de velocidades instantáneas, y se pueden emplear para determinar la velocidadpromedio del viento en un determinado período. En general, no se recomienda usar estosdispositivos en los estudios sobre dispersión de contaminantes del aire. El transductor de rayoluminoso interrumpido (troceador de luz) generalmente se usa en aplicaciones de calidad del aireporque presenta menos fricción y, por lo tanto, es más sensible a velocidades menores del viento.Este tipo de transductor usa un eje o disco ranurado, un emisor y un detector de imágenes. Elensamblaje de la cubeta o hélice hace rotar el eje o disco ranurado, con lo que crea un pulso cadavez que la luz pasa a través de una ranura y llega al detector de imágenes.

La frecuencia de salida de un generador AC o transductor troceador de luz se puede transmitir através de un acondicionador de señal y convertirse en una señal analógica para diversos dispositivosde registro, tales como el registrador continuo de banda de papel o de multipuntos, o de unconvertidor analógico digital (A/D) a un registro digital con microprocesador. Varios registradoresmodernos de datos pueden aceptar directamente la señal por el tipo de frecuencia y, de este modo



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es posible eliminar la necesidad de un acondicionamiento adicional de la señal. El diseño de unprograma 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 vectordel viento en la horizontal. Para propósitos meteorológicos, la dirección del viento se define como ladirección desde la cual sopla el viento, y se mide en grados en la dirección de las agujas del reloja partir del 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 deviento. Las paletas 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 un ángulo(paletas separadas), otras con un solo platillo plano o una superficie aerodinámica vertical. Por lo

general, son de acero inoxidable, aluminio o plástico. Al igual que con los anemómetros, se debetener cuidado al seleccionar un sensor a fin de asegurar una durabilidad y sensibilidad adecuadaspara una determinada aplicación.

Los componentes horizontales (azimuth) y verticales (elevación) de la dirección del viento se puedenmedir con una paleta bidireccional. Por lo general, esta paleta consta de una aleta anular y dosaletas planas perpendiculares entre sí, contrapesadas y montadas sobre un cardán de modo quecada una puede rotar libremente, tanto en sentido horizontal como vertical.

Anemómetros de hélice con montura fija: Otro método para medir la dirección horizontal y/overtical del viento es mediante anemómetros de hélice de montura fija (mencionados anteriormente).

La dirección horizontal del viento se puede determinar mediante programas de cómputo a partir delos componentes ortogonales de la velocidad del viento. La velocidad vertical también puede sermedida al agregar una tercera hélice montada verticalmente. Este dispositivo generalmente seconoce como anemómetro UVW.

Transductores de dirección del viento: Muchos transductores del tipo conmutador simple se valendel contacto del cepillo para dividir la dirección del viento en 8 ó 16 sectores del compás. Sinembargo, para el estudio de la calidad del aire es mejor usar transductores que provean al menosuna resolución de 10° (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 del aire es elpotenciómetro. El voltaje del potenciómetro varía directamente con la dirección del viento. Unpotenciómetro es un resistor variable. Cuando la dirección del viento cambia, el eje de la paleta delviento se mueve y hace que la resistencia del potenciómetro varíe. Esta modificación estádirectamente relacionada con la dirección del viento.

Ubicación y exposición de los instrumentos de medición del viento: Para obtener datosmeteorológicos representativos en los estudios sobre la contaminación del aire es clave la ubicaciónadecuada de los instrumentos. Estos se deben colocar lejos de obstrucciones que puedan influir enlas mediciones. No se debe permitir que consideraciones secundarias, como la accesibilidad y laseguridad, comprometan la calidad de los datos.



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La altura estándar de exposición de los instrumentos de viento en un terreno abierto es 10 m sobreel suelo. El terreno abierto se define como una área donde la distancia entre el instrumento ycualquier obstrucción (árboles, edificios, etc.) es al menos 10 veces la altura de la obstrucción. En

los casos en que las descargas de emisión se producen generalmente sobre 10 m, es probable quese requieran mediciones adicionales del viento en mayores elevaciones. Se deberían estableceralturas adecuadas de medición a partir de cada caso y según la aplicación. Se recomienda, en loposible, colocar los instrumentos de viento sobre una torre de rejas. Además, se deben ubicar en laparte superior 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.

Para los estudios de contaminación del aire son útiles tanto la temperatura del aire ambiental en unsolo nivel (generalmente 1,5 a 2 m sobre el suelo) como la diferencia de temperatura entre dosniveles (generalmente 2 m y 10 m). Estas medidas sirven para realizar cálculos sobre la elevación

de la pluma y para determinar la estabilidad atmosférica.

Clases de sensores de temperatura: Las tres clases principales de sensores de temperatura sebasan en: (1) la expansión térmica, (2) el cambio de resistencia y (3) las propiedades termoeléctricasde diversas sustancias como una función de la temperatura. Los termómetros de mercurio y alcoholson ejemplos comunes de sensores de expansión térmica. Sin embargo, su valor es limitado enredes de monitoreo in situ o remotas debido a que no tienen la capacidad de registrar datosautomatizados.

Un tipo de sensor común en los programas de medición meteorológica in situ es el detector detemperatura por resistencia (DTR). El DTR opera sobre la base de los cambios de resistencia de

ciertos metales, principalmente el platino o el cobre, como una función de la temperatura. Estos dosmetales son los más usados porque su resistencia muestra un aumento rigurosamente lineal con elincremento de la temperatura. Otro tipo de termómetro de cambio de resistencia es el termistor,hecho a partir de una mezcla de óxidos metálicos fusionados entre sí. Por lo general, el termistorarroja un cambio de resistencia con la temperatura mayor que el DTR. Como la relación entre laresistencia y la temperatura para un termistor no es lineal, estos sistemas generalmente estándiseñados para usar una combinación de dos o más termistores y resistores fijos que permitanobtener una respuesta casi lineal sobre un rango específico de temperatura.

El principio de operación de los sensores termoeléctricos es el flujo de corriente eléctrica entre dosmetales diferentes y depende de la temperatura. La instalación de tales sensores, llamadostermopares, exige requerimientos especiales para evitar corrientes de inducción de fuentes cercanasde corriente alterna que podrían ocasionar errores en la medición. Los termopares también sonsusceptibles al voltaje espurio causado por la humedad. Por estas razones, su uso es limitado en lasmediciones rutinarias de campo.

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



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Ubicación y exposición de los instrumentos para medir la temperatura y la diferencia detemperatura: La temperatura del aire ambiental (superficial) se debe medir a una altura de 2 m. Laaltura estándar para medir la diferencia de temperatura es 2 y 10 m. Si los niveles de emisión son

considerables, puede ser apropiado efectuar mediciones adicionales de la temperatura enelevaciones más altas. Estas elevaciones estarían determinadas según el caso y la aplicación. Elsensor de la temperatura se debe ubicar en una área abierta, plana y bien ventilada de al menos 9 mde diámetro. Además, los sensores de temperatura se deben colocar a una distancia de al menoscuatro veces la altura de cualquier obstrucción y al menos a 30 m de áreas pavimentadas amplias.La superficie donde se localice el sensor debe estar cubierta por una capa natural de tierra o pasto yestar lejos de áreas con agua estancada. Los instrumentos deben estar blindados para protegerlosde la radiación térmica y bien ventilados con sistemas apropiados.

Radiación solar: La radiación solar está relacionada con la estabilidad de la atmósfera. Los datossobre la cobertura 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. El piranómetromide la radiación directa y difusa sobre una superficie horizontal. Consta de un pequeño disco planocon sectores pintados alternativamente de blanco y negro. Cuando el aparato es expuesto a laradiación solar, los sectores negros se vuelven más cálidos que los blancos. Esta diferencia detemperatura se puede detectar electrónicamente. Se produce un voltaje eléctrico proporcional a laradiación solar incidente. Se instala una cúpula de vidrio óptico estándar sobre el disco que estransparente a longitudes de onda que oscilan aproximadamente entre 280 y 2.800 nm. Algunospiranómetros usan una cúpula de vidrio de silicio para medir la radiación en diferentes intervalos

espectrales.

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. La aplicaciónbásica de un radiómetro neto es determinar la radiación diurna y nocturna como un indicador de laestabilidad. Sin embargo, las categorías de estabilidad nocturnas generalmente usadas en losestudios de contaminación del aire se basan exclusivamente en la velocidad del viento y en elaspecto del cielo.

Ubicación y exposición de los instrumentos para medir la radiación solar: Los piranómetrosusados para medir la radiación incidente (solar) se deben colocar en áreas abiertas con una ampliavista del cielo hacia todas las direcciones y durante todas las estaciones. Deben localizarse enpuntos donde no se produzcan obstrucciones que proyecten una sombra sobre el sensor encualquier momento. Además, se debe evitar colocarlos cerca de paredes de colores claros y fuentesartificiales de radiación. La altura del sensor no es un factor determinante para los piranómetros. Unaubicación 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 se debencolocar radiómetros netos para evitar obstrucciones en el campo de vista tanto ascendente comodescendente.



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Altura de mezcla: La profundidad vertical de la atmósfera donde se produce el mezclado sedenomina capa de mezcla. La parte superior de esta capa se conoce como altura de mezcla. Estadetermina el alcance vertical del proceso de dispersión de los contaminantes liberados debajo de

ella. Se trata de una variable importante para los estudios de calidad del aire ya que limita ladispersión vertical de los contaminantes. Si bien las alturas de mezcla generalmente no se midendirectamente, es posible obtener cálculos aproximados a partir de las mediciones meteorológicasrutinarias.

Por lo general, las alturas de mezclado producidas por la mañana y por la tarde se estiman a partirde 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 dos veces al

día -a la salida y la puesta del sol- y las categorías de estabilidad atmosférica de cada hora.

Los sistemas SODAR (acrónimo para Sound Detection And Ranging [detección y exploración delsonido]) y radar perfilador de vientos Doppler están adquiriendo importancia como herramientaseficaces para efectuar mediciones remotas de variables meteorológicas en alturas que alcanzanvarios cientos de metros sobre la superficie. Un SODAR transmite un fuerte pulso acústico a laatmósfera y capta la parte del pulso que se expande y regresa. Un radar perfilador de vientos usaprincipios de operación semipares al SODAR, pero en vez de trasmitir pulsos acústicos, se trasmitepulsos electromagnéticos. Se observa un creciente interés en el uso del SODAR y del radarperfilador de vientos para el desarrollo de bases de datos meteorológicos requeridas como aportepara los modelos de dispersión. El análisis de los retornos de SODAR y de los radares perfiladores

de viento también puede servir para estimar la altura de mezclado.

Desempeño de mezcla: En un programa de monitoreo es muy importante monitorear las variablesmeteorológicas adecuadas, que son representativas de las condiciones de dispersión atmosférica enuna determinada ubicación. Así mismo, es importante asegurar un desempeño adecuado delmonitoreo 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 desvíade un valor aceptado 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 de medición delviento incluye las exactitudes del componente individual de un anemómetro de cubeta o de hélice,circuito electrónico colocado como un condicionador de señal y registrador de datos.

El cuadro siguiente 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 datos usados enlos análisis de calidad del aire son los del sistema de medición. El cuadro siguiente también incluyelas resoluciones recomendadas de medición; es decir, los aumentos mínimos visibles. Estasresoluciones son necesarias para mantener los valores recomendados de exactitud.



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Las especificaciones y resoluciones relativas a la exactitud presentadas en el cuadro siguiente sepueden aplicar al sistema primario de medición (el más recomendable es uno digital basado en unmicroprocesador). En el caso de los sistemas análogos usados como reservas o backups , los límites

de exactitud recomendados en el cuadro siguiente pueden aumentar en 50%. Las resoluciones deestos sistemas deben ser adecuadas para mantener los valores recomendados de exactitud.

Cuadro: 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% delobservado)

0,1 m/s

Dirección del viento ± 5 grados 1 grado

Temperatura ambiental ± 0,5 °C 0,1 °CDiferencia de la temperatura vertical ± 0,1 °C 0,02 °CRadiación solar ± 5% del observado o W/m2* 10 W/m2Tiempo ± 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 característicasde las respuestas ayudan a definir la velocidad con la que un instrumento responderá a los cambios

de las variables meteorológicas. Es necesario conocer algunas características de las respuestas delos sensores meteorológicos propuestos para los programas de monitoreo in situ a fin de garantizarque los datos recolectados 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 de la velocidaddel viento o del sensor de dirección, el que sea mayor.

Razón de amortiguamiento - El movimiento de una paleta de viento es una oscilación amortiguaday la razón en la que disminuye la amplitud de las oscilaciones sucesivas es independiente de lavelocidad del viento. La razón de amortiguamiento es la razón de la oscilación real y la oscilacióncrítica, que es la medida de una resistencia mecánica de la paleta al movimiento.

Distancia de retardo - Es la longitud de una columna de aire que pasa por una paleta de viento talque esta responderá a 50% de un cambio angular repentino en la dirección del viento.

Constante de distancia - La constante de distancia de un sensor es la longitud por donde pasa elfluido requerido para causar una respuesta a un determinado cambio en la velocidad del viento. Laconstante de distancia es una característica de los anemómetros de cubeta y de hélice (rotativos).



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Rango - Es un término general usado para identificar los límites de operación de un sensor, dentrodel cual muchas veces se especifica la exactitud.

Nivel umbral (velocidad inicial) - La velocidad del viento a la que un anemómetro o paleta empiezaa trabajar según sus especificaciones.

Constante de tiempo - Período requerido para obtener la respuesta de un sensor a un determinadocambio en el parámetro que mide.

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

Cuadro: Características recomendadas de las respuestas para los sensores meteorológicos

Variablesmeteorológicas 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 min

Radiación solar Constante de tiempo ~ 5 segundosRango de la temperatura de operación -20 °C a +40 °C en un valorespecífico de exactitud

Aseguramiento y control de calidad de los instrumentos metereológicos: El aseguramiento dela calidad (AC) aplicado al monitoreo meteorológico abarca tanto "el sistema de actividadesdestinado a proporcionar un producto de calidad" (control tradicional de la calidad) como "el sistemade actividades destinado a proporcionar el aseguramiento del desempeño adecuado del sistema de

control de calidad" (aseguramiento tradicional de la calidad) (Finkelstein, P.L. y otros, 1983). Laprimera de estas funciones de control de calidad (CC) consiste en aquellas actividades realizadasdirectamente por los operadores del equipo con los instrumentos; por ejemplo, el mantenimientopreventivo, las calibraciones, etc. La finalidad del segundo grupo de actividades es manejar lacalidad de los datos y tomar las medidas correctivas necesarias para asegurar que se cumplan losrequerimientos correspondientes.Los planes oficiales para el aseguramiento de la calidad se debenpresentar en un documento llamado "Plan AC". Este documento enumera todos los procedimientosnecesarios relacionados con la calidad e indica la frecuencia con la que se deben llevar a cabo. Esimprescindible elaborar y seguir un plan AC para asegurar la obtención de datos representativos debuena calidad.

Un plan AC debe contener la siguiente información:



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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 ycómo se 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 de

auditoría 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 la inspecciónrutinaria del equipo y la reposición de repuestos, sino también texto de funciones que se realizan enequipo.

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 mediciones queestán bajo su responsabilidad. Deben realizar calibraciones y, cuando se requiera, participar enauditorías internas de estaciones operadas por otros técnicos. Estos supervisores inmediatos debenverificar la ejecución de todas las tareas de AC y revisar los apuntes y cuadros de control paraasegurar la corrección de los problemas potenciales antes de que se produzca una pérdida de datosimportantes.

Elevación de la pluma: Los gases emitidos por las chimeneas muchas veces son impulsados porabanicos. A medida que los gases de escape turbulentos son emitidos por la pluma, se mezclan conel aire del ambiente. Esta mezcla del aire ambiental en la pluma se denomina arrastre. Durante elarrastre en el aire, la pluma aumenta su diámetro mientras viaja a sotavento. Al entrar en laatmósfera, estos gases tienen un momentum. Muchas veces se calientan y se vuelven más cálidosque el aire externo. En estos casos, los gases emitidos son menos densos que el aire exterior y, porlo tanto, 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 estar enuna capa atmosférica más alta y más alejada del suelo, la pluma experimentará una mayor

dispersión antes de llegar a este.



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La altura final de la pluma, conocida como altura efectiva de chimenea (H), es la suma de la alturafísica de la chimenea (hs) y la elevación de la pluma (). En realidad, la elevación de la pluma se

estima a partir de la distancia existente hasta la línea central imaginaria de la pluma y no hasta elborde superior o inferior de esta (figura 6-1). La elevación de la pluma depende de las característicasfísicas de la chimenea y del efluente (gas de chimenea). La diferencia de temperatura entre el gasde la chimenea (Ts) y el aire ambiental (Ta) determina la densidad de la pluma, que influye en suelevación. Además, la velocidad de los gases de la chimenea, que es una función del diámetro de lachimenea y de la tasa volumétrica del flujo de los gases de escape, determina el momentum de lapluma.

Momentum y flotabilidad: La condición de la atmósfera, incluidos los vientos y el perfil de latemperatura a lo largo del recorrido de la pluma, determinará en gran medida la elevación de lapluma. Dos características de esta influyen en su elevación: el momentum y la flotabilidad. La

velocidad de salida de los gases de escape emitidos por la chimenea contribuyen con la elevaciónde la pluma en la atmósfera. Este momentum conduce el efluente hacia el exterior de la chimenea aun punto en el que las condiciones atmosféricas empiezan a afectar a la pluma. Una vez emitida, lavelocidad inicial de la pluma disminuye rápidamente debido al arrastre producido cuando adquiereun momentum horizontal. Este fenómeno hace que la pluma se incline. A mayor velocidad del viento,más horizontal será el momentum que adquirirá la pluma. Por lo general, dicha velocidad aumentacon la distancia sobre la superficie de la Tierra. A medida que la pluma continúa elevándose, losvientos más fuertes hacen que se incline aún más. Este proceso persiste hasta que la pluma parecehorizontal al suelo. El punto donde la pluma parece llana puede ser una distancia considerable de lachimenea a sotavento. 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 de temperaturaentre la pluma y la atmósfera circundante. En una atmósfera inestable, la flotabilidad de la plumaaumenta a medida que se eleva, lo cual hace que se incremente la altura final de la pluma. En unaatmósfera estable, la flotabilidad de la pluma disminuye a medida que se eleva. Por último, en unaatmósfera neutral, permanece constante.

La pluma pierde flotabilidad a través del mismo mecanismo que la hace serpentear, el viento. Lamezcla dentro de la pluma arrastra el aire atmosférico hacia su interior. A mayor velocidad del viento,más rápida será esta mezcla. El arrastre del aire ambiental hacia la pluma por acción del viento, le"quita" flotabilidad muy rápidamente, de modo que durante los días con mucho viento la pluma no seeleva muy alto sobre la chimenea.

Efectos de la fuente en la elevación de la pluma: Debido a la configuración de la chimenea o a losedificios adyacentes, es posible que la pluma no se eleve libremente en la atmósfera. Algunosefectos aerodinámicos causados por el modo en el que se mueve el viento alrededor de los edificiosadyacentes y de la chimenea pueden impulsar a la pluma hacia el suelo en lugar de permitir que seeleve en la atmósfera.

El flujo descendente de la chimenea puede producirse cuando la razón entre la velocidad de salidade la chimenea y la del viento es pequeña. En este caso, la presión baja en la estela de la chimenea

puede hacer que la pluma descienda detrás de la chimenea. Cuando esto sucede, la dispersión de



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los contaminantes disminuye, lo que puede determinar concentraciones elevadas de contaminantesinmediatamente a sotavento de la fuente.

A medida que el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios y otras estructuras, se forman olasturbulentas. Según la altura de descarga de una pluma (altura de la chimenea), es probable que estasea arrastrada hacia abajo en esta área de la estela. Esto se conoce como flujo descendenteaerodinámico o entre edificios de la pluma y puede conducir a concentraciones elevadas decontaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente.

Estimados de dispersión: Como se mencionó en la sección anterior, las fórmulas de la elevaciónde la pluma se usan para determinar la línea imaginaria de esta. Si bien la concentración máxima dela pluma existe en esta línea central, las fórmulas mencionadas no permiten obtener informaciónsobre cómo varían las concentraciones de contaminantes fuera de esta línea central. Se deberánefectuar, entonces, estimados de dispersión para determinar las concentraciones de contaminantes

en un punto 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 distribución delos vientos. Estas dos variables tienen un importante efecto en la forma de dispersión de las plumas.Por lo tanto, las ecuaciones de distribución y los modelos de calidad del aire mencionadosanteriormente deben incluir estos parámetros.

Modelos de dispersión de calidad de aire: Los modelos de dispersión de calidad del aire consistenen un grupo de ecuaciones matemáticas que sirven para interpretar y predecir las concentraciones

de contaminantes causadas por la dispersión y por el impacto de las plumas. Estos modelosincluyen los estimados de dispersión mencionados anteriormente y las diferentes condicionesmeteorológicas, incluidos los factores relacionados con la temperatura, la velocidad del viento, laestabilidad y la topografía. Existen cuatro tipos genéricos de modelos: gausiano, numérico,estadístico y físico. Los modelos gausianos emplean la ecuación de distribución gausiana (véase ladiscusión sobre distribución gausiana a continuación) y son ampliamente usados para estimar elimpacto de contaminantes no reactivos. En el caso de fuentes de áreas urbanas que presentancontaminantes reactivos, los modelos numéricos son más apropiados que los gausianos perorequieren una información extremadamente detallada sobre la fuente y los contaminantes, y no seusan mucho. Los modelos estadísticos se emplean cuando la información científica sobre losprocesos químicos y físicos de una fuente están incompletos o son vagos. Por último, están losmodelos físicos, que requieren estudios de modelos del fluido o en túneles aerodinámicos delviento. La adopción de este enfoque implica la elaboración de modelos en escala y la observacióndel flujo en estos. Este tipo de modelos es muy complejo y requiere asesoría técnica de expertos.Sin embargo, en el caso de áreas con terrenos complejos y condiciones del flujo también complejas,flujosdescendentes 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. Algunos contaminantes seforman 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 los óxidos de nitrógeno (NOx)



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actúan bajo la acción de la luz solar. Los modelos para predecir las concentraciones de ozono en elnivel del suelo emplearían la tasa de emisión de COV y NOx como datos de entrada. Además,algunos contaminantes reaccionan fácilmente una vez que son emitidos en la atmósfera. Estas

reacciones reducen las concentraciones y puede ser necesario considerarlas en el modelo. Lacomplejidad de la fuente también desempeña un papel en la selección. Algunos contaminantes ypueden ser emitidos desde chimeneas bajas sujetas a flujos descendentes aerodinámicos. Si estees el caso, se debe emplear un modelo que considere el fenómeno. En la dispersión de las plumas ylos contaminantes, la topografía es un factor importante que debe ser considerado al seleccionar unmodelo. Las plumas elevadas pueden tener un impacto en áreas de terrenos altos. Las alturas deeste tipo de terrenos pueden experimentar mayores concentraciones de contaminantes debido a quese encuentran más cerca de la línea central de la pluma. En el caso que existan terrenos elevados,se debe usar un modelo que considere este hecho.

Distribución gausiana: De los cuatro tipos de modelos de dispersión mencionados anteriormente,

el gausiano, que incluye la ecuación de distribución gausiana es el más usado. La ecuación dedistribución gausiana emplea cálculos relativamente simples, que sólo requieren dos parámetros dedispersión ( y ) para identificar la variación de las concentraciones de contaminantes que seencuentran 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 variables atmosféricasde tiempo promedio (por ejemplo, la temperatura y la velocidad del viento). Por lo tanto, no esposible obtener un "cuadro" instantáneo de las concentraciones de la pluma. Sin embargo, cuandose emplean promedios de tiempo de diez minutos a una hora para estimar las variables atmosféricasde tiempo promedio necesarias en la ecuación, se puede asumir que las concentraciones decontaminantes en la pluma están distribuidas normalmente.

Modelos de sondeo: Para lugares ubicados a sotavento de la fuente en terrenos relativamenteplanos, las concentraciones de contaminantes se pueden determinar por medio de la ecuacióngausiana de distribución u otra similar. Sin embargo, el uso de modelos computarizados para ladispersión atmosférica simplifica mucho más los cálculos de la concentración de contaminantes ypermite aplicarlos en escenarios más complejos. El análisis de modelos puede 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 del tipo deconcentración de contaminantes que se producirá debido a una determinada fuente. Consiste enmodelos simples que emplean técnicas y suposiciones de estimación relativamente sencillas. Porconsiguiente, los resultados son conservadores, e indican que si se ejecuta un modelo refinado, losestimados de la concentración de contaminantes no deberán ser mayores. El modelado de sondeogeneralmente se realiza en primer término, con vistas a eliminar cualquier fuente que implicará unproblema para la calidad del aire, o no contribuirá con esta. En los análisis de modelado refinado, noes necesario considerar las fuentes que no representan ningún problema para calidad del aire.

Modelo refinado: El segundo nivel de análisis es el modelado refinado. Este nivel consiste encálculos más analíticos y complejos. Requiere información más detallada sobre la fuente, lascondiciones meteorológicas y el terreno, así como mejor número de datos de entrada. Mientras quelos modelos de sondeo asumen el "peor de los casos" para las condiciones meteorológicas ypresupuestos simplificados sobre el terreno, los refinados incorporan información más completa

sobre el terreno y la fuente, y emplean datos meteorológicos reales. Al incluir información más



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detallada en el modelo, se pueden obtener estimados más exactos y descriptivos sobre laconcentración de los contaminantes para las áreas que rodean a la fuente.

Transporte de largo alcance: Los modelos gausianos se consideran exactos para determinar lasconcentraciones de contaminantes hasta una distancia de 50 km de la fuente. Sin embargo, debido adiversas situaciones 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. Los modelosclimáticos de gran escala y las variables atmosféricas tales como la luz solar y la precipitaciónpueden afectar el transporte de estos contaminantes. Las técnicas computarizadas para el análisisde trayectorias generalmente se usan para analizar el transporte y la transformación de estassustancias. Estas técnicas consideran el flujo de una porción de aire contaminado.

Glosario:

AdvecciónTransferencia de calor debida al movimiento horizontal de un flujo tal como el aire o el agua.

AlbedoFracción o porcentaje de energía solar incidente que refleja una superficie en el espacio. Lasdiferentes superficies tienen diferentes valores albedo.

Altura de mezclaAltura máxima a la cual una porción de aire puede ascender. En un diagrama adiabático, punto en elcual el gradiente vertical adiabático de la porción de aire se intersecta con el gradiente vertical

ambiental.

Altura efectiva de la chimeneaSuma de la altura física de la chimenea y la elevación de la pluma.

AnemómetroInstrumento utilizado para medir la velocidad del viento. Los dos tipos principales de anemómetrosson los rotativos de cubeta y los de hélice.

AnticiclónSistema de alta presión. Los vientos superficiales fluyen en movimiento contrario a la dirección delas agujas del reloj alrededor de los anticiclones en el hemisferio sur.

ArrastreMezcla de aire ambiental en la pluma.

Balance térmicoSe refiere al hecho de que cada año la Tierra y su atmósfera, en conjunto, descargan al espacioexterior tanta cantidad de energía como la que reciben. De otro modo, la temperatura promedio de laTierra y su atmósfera cambiaría significativamente.



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Calentamiento diferencialPropiedad de las diferentes superficies que hace que se calienten y se enfríen a tasas distintas.

Calentamiento globalVéase efecto invernadero.

Capa de mezclaVolumen de aire por debajo de la altura de mezcla. El tamaño de la capa de mezcla determinacuánta contaminación puede ser descargada en el aire sin causar efectos nocivos.

Capa límite atmosféricaVéase capa límite planetaria.

Capa límite planetaria

Sección de la atmósfera más cercana a la superficie terrestre (generalmente a altitudes cercanas a500-1.000 m) donde la fricción influye en el viento (también se le denomina capa límite atmosférica).

Característica de las respuestasCaracterísticas que ayudan a definir la velocidad con la que un instrumento responderá a loscambios de las variables meteorológicas (es decir, intervalo de operación, velocidad umbral inicial,etc.).

CiclónSistema de baja presión. Los vientos superficiales fluyen en la dirección de las agujas del relojalrededor de los ciclones en el hemisferio Sur.

Clases de estabilidad Pasquill-GiffordLas seis clases que caracterizan los diferentes niveles de estabilidad atmosférica usados paraestimar los parámetros de dispersión horizontal y vertical que serán ingresados en la ecuación dedistribución gausiana.

ConducciónProceso mediante el cual el calor se transfiere a través de la materia sin que se produzca latransferencia de la materia misma.

Constante solarCantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular a los rayos del sol, ubicado fuerade la atmósfera terrestre, en la distancia media entre la Tierra y el sol.

ConvecciónTransferencia de calor producida por el movimiento masivo de un fluido tal como el aire o el agua.

Corriente a chorroBandas estrechas de vientos de alta velocidad que generalmente se encuentran entre 7 y 12 km porencima de la Tierra. Estos vientos de gran altitud ayudan a dirigir los sistemas superficiales de clima.



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Detector de temperatura por resistenciaTipo de sensor común de temperatura utilizado en programas de medición meteorológica in situ queopera sobre el principio de que la resistencia de ciertos metales (generalmente, platino o cobre)

varía con la temperatura.Doppler SODARSistema utilizado para la medición remota de variables meteorológicas en alturas que alcanzanvarios metros sobre la superficie. Un SODAR transmite un fuerte pulso acústico a la atmósfera ycapta la parte del pulso que se expande y regresa.

Efecto invernaderoCapacidad de la atmósfera (nubes, vapor de agua y en un menor grado, gases atmosféricos talescomo dióxido de carbono) para absorber la radiación de onda más larga emitida por la Tierra. Elefecto invernadero es un fenómeno que ocurre de manera natural y permite que la superficie

terrestre se caliente más que lo que se calentaría en ausencia de la atmósfera. Algunos científicoscreen que las crecientes emisiones de dióxido de carbono y metano provocadas por el hombredurante la combustión de combustibles fósiles incrementarán la magnitud del efecto invernadero, locual aumentará la temperatura en la atmósfera. Este fenómeno se conoce como calentamientoglobal.

Efecto de la isla calóricaDomo de aire cálido que se forma en áreas urbanas debido a la presencia de edificios y superficiespavimentadas que continúan irradiando calor incluso después de la puesta del sol.

Elevación de la pluma

Distancia desde la parte superior de la chimenea hasta la línea central horizontal de la pluma. Laelevación de la pluma depende de las características de la chimenea y de los gases del efluente.

Espectro electromagnéticoToda la variedad de radiación electromagnética, que incluye rayos x y gamma, de ondaextremadamente corta, el espectro visible y ondas de radio muy largas.

Espiral de EkmanCambio en la dirección del viento a altitudes diferentes dentro de la capa de fricción.

EstabilidadCaracterística de la atmósfera que impide el movimiento vertical del aire.

EstratosferaLa segunda capa más baja de la atmósfera, que se inicia a una altitud de aproximadamente 12 km ytermina a una altitud de aproximadamente 50 km. En la estratosfera se encuentra la capa de ozono,que protege a la Tierra de la radiación ultravioleta del sol.

ExactitudMonto en que una variable medida se desvía de un valor aceptado como válido o estándar.



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Expansión en ascensoCondición que ocurre cuando una pluma se descarga a una atmósfera inestable por encima de unacapa de inversión. La expansión en ascenso contribuye a la dispersión efectiva de contaminantes sin

generar efectos notables en las concentraciones producidas en el nivel del terreno.Flujo descendente aerodinámicoSituación que ocurre cuando la pluma es arrastrada hacia abajo en un área de estela turbulentacreada cuando el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios. Esto puede incrementar lasconcentraciones de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente. (También denominadoflujo descendente del edificio).

Flujo descendente del edificioVéase flujo descendente aerodinámico.

Flujo descendente de la chimeneaSituación que ocurre cuando la pluma desciende por detrás de la chimenea. Generalmente, seproduce cuando la razón entre la velocidad de salida del viento y la velocidad de este es pequeña, locual reduce la presión en la estela de la chimenea.

FrenteLímite entre dos masas de aire con diferentes características de humedad y temperatura.

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

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

Fuerza de CoriolisDesviación aparente de aire que se observa desde la superficie de la Tierra, debido a la rotación dela Tierra sobre su eje. La fuerza de Coriolis causa una desviación del viento a la derecha en elhemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio Sur. Es uno de los factores que determina ladirección del viento.

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

FumigaciónCondición que ocurre cuando una pluma se libera justo debajo de una capa de inversión y loscontaminantes son transportados rápidamente hacia el suelo.

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

Gradiente vertical adiabático húmedo

Gradiente en el cual la temperatura de una porción de aire que contiene vapor de agua cambia con



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la altura por encima de su punto de rocío. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, elgradiente vertical adiabático húmedo no es constante pero depende de la temperatura y la presión.

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

Gradiente vertical ambientalPerfil real de temperatura del aire ambiental, generalmente considerado como una disminución en latemperatura con la altura (también se denomina gradiente ambiental prevalente o atmosférico).

Gradiente vertical subadiabáticoGradiente vertical ambiental que cambia a una tasa menor que el gradiente vertical adiabático.

Gradiente vertical superadiabáticoGradiente vertical ambiental que cambia a una tasa mayor que el gradiente vertical adiabático.

InestabilidadCaracterística de la atmósfera que promueve el movimiento vertical del aire.

Inestabilidad condicionalCaracterística de la atmósfera por la cual la capa inferior de aire se clasifica como estable y resiste elmovimiento vertical del aire y una capa superior se clasifica como inestable y promueve elmovimiento vertical del aire. La inestabilidad condicional ocurre cuando el gradiente vertical

ambiental se enfría a una tasa menor que el gradiente vertical adiabático seco (capa estable) pero auna tasa mayor que el gradiente vertical adiabático húmedo (capa inestable).

InsolaciónCantidad de radiación solar recibida en una hora y lugar específicos del sistema Tierra-atmósfera.

InversiónVéase inversión de la temperatura.

Inversión de la temperaturaCondición atmosférica en que la temperatura se incrementa con la altitud.

Inversión frontalInversión que generalmente está asociada con frentes fríos y cálidos. En el avance de cada frente, elaire cálido desplaza al frío y crea una inversión que generalmente se debe al movimiento horizontalde los frentes.

Inversión por advecciónInversión basada en la superficie asociada con el flujo horizontal de aire cálido que se mueve encimade una superficie fría.



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Inversión por radiaciónEs la forma más común de inversión superficial que ocurre con el enfriamiento acelerado de lasuperficie terrestre.

Inversión por subsidenciaTipo de inversión elevada, casi siempre asociada con sistemas de alta presión cuando el airedesciende y se calienta sobre una capa de aire más frío.

IsobarasLíneas que conectan puntos de igual presión.

Masa de aireVolumen de aire relativamente homogéneo con respecto a la temperatura y a la humedad, queadquiere las características de la región donde se forma y viaja.

MesosferaEs la tercera capa más baja de la atmósfera, que se inicia a una altitud de aproximadamente 50 km ytermina a una altitud de aproximadamente 80 km por encima de la Tierra.

MeteorologíaCiencia de la atmósfera.

Meteorología de la contaminación del aireEstudio 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 sondeoModelo simple de calidad del aire que se usa para determinar si se requieren herramientas máscomplejas y refinadas. Los modelos de sondeo tienden a generar estimados conservadores de lasconcentraciones de contaminantes.

Modelo estadístico de calidad del aireModelo de calidad del aire que depende de análisis estadísticos de datos empíricos para predecir elcomportamiento de contaminantes. Los modelos estadísticos se usan cuando la informacióncientífica sobre procesos químicos o físicos de una fuente es incompleta o vaga.

Modelo físicoModelo que requiere el uso de un túnel de viento u otra instalación de modelos de fluidos. El modelofísico puede ser útil para estudiar situaciones complejas de flujo tales como condiciones de edificios,terreno o flujo descendente de la chimenea.

Modelo gausiano de calidad del aireModelo de calidad del aire que usa la ecuación de distribución gausiana (basada en la distribuciónnormal o acampanada) para estimar las concentraciones de contaminantes no reactivos para unafuente única.



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Modelo numérico de calidad del aireModelo de calidad del aire que usa ecuaciones matemáticas y algoritmos para formular losconceptos científicos básicos de los procesos físicos y químicos que ocurren en la atmósfera.

Generalmente, se usan para modelar fuentes de área en ubicaciones urbanas que incluyencontaminantes reactivos.

NeutralCaracterística de la atmósfera por la cual no se promueve ni se limita el movimiento vertical del aire.

PiranómetroInstrumento que mide la radiación directa y difusa en una superficie horizontal.

Pluma de abanicoTipo de pluma que ocurre en condiciones estables, a menudo en las primeras horas de la mañana

durante una inversión por radiación. La pluma se puede extender a sotavento de la fuente por unadistancia larga.

Pluma de conoTipo de pluma característica de las condiciones atmosféricas neutrales o ligeramente estables. Esprobable que ocurra en días nubosos o soleados entre la interrupción de una inversión y eldesarrollo de condiciones diurnas inestables.

Pluma de espiralTipo de pluma que ocurre en condiciones muy inestables y generalmente favorece la dispersión decontaminantes.

Porción de aireCuerpo de aire relativamente bien definido que no se mezcla fácilmente con el aire circundante.

PotenciómetroResistor variable que comúnmente se usa como un transductor de la dirección del viento. Cuando ladirección del viento cambia, el eje de la paleta del viento se mueve y hace que la resistencia delpotenciómetro varíe.

Precipitación húmedaRemoción de contaminantes particulados del aire mediante precipitación.

Precipitación secaRemoción de contaminantes particulados del aire a través de la sedimentación gravitacional.

RadiaciónEnergía que viaja en forma de ondas electromagnéticas desde una fuente, tal como el sol.

Radiómetro netoSensor de radiación que sirve para medir la diferencia entre la radiación solar y la terrestre a travésde una superficie horizontal.



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ResoluciónEn medición, los incrementos más pequeños que se pueden distinguir.

TermistorTipo de termómetro de cambio de la resistencia, hecho de una mezcla de óxidos metálicosfusionados entre sí.

TermoparSensor termoeléctrico que funciona bajo el principio de que el flujo de corriente eléctrica entre dosmetales diferentes depende de la temperatura.

Termosferaes la cuarta capa más alta de la atmósfera, que se inicia a una altitud de aproximadamente 80 km ytermina a una altitud de aproximadamente 320 km por encima de la Tierra.

TopografíaCaracterísticas físicas de la superficie terrestre tales como terreno plano o presencia de montañas yvalles. La topografía influye en la manera como la Tierra y su aire circundante se calientan, así comoen la manera como fluye el aire.

Transductor de velocidad del vientoInstrumento que se usa para convertir la tasa de rotación de las cubetas o hélices de unanemómetro a una señal eléctrica apropiada para el registro y/o procesamiento.

Transparencia

Calidad de la atmósfera que se refiere a la cantidad de radiación que penetra en la atmósfera y llegaa la superficie terrestre sin ser agotada.

TroposferaLa capa más baja de la atmósfera, que representa cerca de tres cuartos de la masa de la atmósferay brinda a la Tierra su clima. La troposfera es la capa más importante de la atmósfera con respecto ala contaminación del aire, ya que virtualmente toda esta contaminación es emitida dentro de latroposfera.

Vientos alisiosVientos constantes que soplan desde las zonas de calma (30° de latitud) hacia el ecuador. Debido ala fuerza de Coriolis, los vientos alisios soplan desde el noreste en el hemisferio norte y desde elsudeste en el hemisferio Sur.

Viento geostróficoViento que sopla por encima de la capa límite planetaria, donde no influye la fricción. El vientogeostrófico sopla paralelamente con las isobaras.

Viento prevalenteDirección predominante desde donde sopla el viento en una ubicación específica.



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VisibilidadDistancia 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 en que los barcos viajaban al NuevoMundo y se encalmaban ahí, lo cual hacía que los alimentos y provisiones se volvieran escasos. Deacuerdo con la leyenda, los tripulantes se comían a los caballos o éstos eran arrojados por la borda.A medida que el aire se hunde en esta región, el cielo se muestra despejado y los vientossuperficiales son suaves y variables.

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

conceptos basicos de meteorologia de contaminacion del aire

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