DOCUMENTOS TÉCNICOS: Conceptos básicos de la meteorología de la contaminación del aire FUENTE: http://www.cepis.op http://www.cepis.ops-oms.org/bvsci/e/fulltext/mete s-oms.org/bvsci/e/fulltext/meteoro/frame_m2.html oro/frame_m2.html Introducción: La meteorología es la ciencia de la atmósfera. La atmósfera es el medio en el que se emiten los contaminantes del aire. Procesos atmosféricos tales como el movimiento m ovimiento del aire (viento) y el intercambio de calor (por ejemplo, la convección y la radiación) determinan el destino de los contaminantes a medida que pasan por las etapas de transporte, dispersión, transformación y remoción. La meteorología de la contaminación del aire es el estudio de cómo estos procesos atmosféricos afectan el destino de los contaminantes del aire. El conocimiento de la meteorología de la contaminación del aire sirve para manejar y controlar la descarga de contaminantes en el aire en exteriores. El control de la descarga de estos contaminantes ayuda a asegurar que las concentraciones de este tipo de sustancias en el ambiente cumplan con los estándares de calidad del aire en exteriores. Además, este conocimiento es esencial para entender el destino y transporte de las sustancias contaminantes del aire. Composición de la atmósfera: La atmósfera rodea la Tierra y rota con ella a medida que gira alrededor del sol. Como lo señala el cuadro 1-1, el aire seco está compuesto por aproximadamente 78 por ciento de nitrógeno, 21 por ciento de oxígeno y uno por ciento de argón, también existen gases traza como el dióxido de carbono, el neón y el helio. Si bien el aire contiene poco vapor de agua, Este absorbe seis veces más radiación que cualquier otro componente atmosférico, por lo cual es un elemento muy importante de la atmósfera. Cuadro: Composición química del aire atmosférico seco Sustancia Nitrógeno Oxígeno Argón Dióxido de carbono Neón Helio Metano Criptón Hidrógeno Xenón Dióxido de nitrógeno Ozono
Concentración (ppm)1 780.900 209.400 9.300 315 18 5,2 2,3 0,5 0,5 0,08 0,02 0,01-0,04
(1) ppm es una abreviatura para expresar partes por millón.
Para convertir una concentración expresada como ppm a otra expresada como el porcentaje de un total, se debe dividir la concentración de ppm ppm entre 10,000. Fuente: Handbook Handbook of Air Pollution, 1968. Capas de la atmósfera: La atmósfera está dividida en cuatro capas: c apas: la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la termosfera (figura 1-1). La troposfera, la capa más baja, está compuesta por casi tres cuartos de la masa atmosférica y contiene casi todos los componentes c omponentes hídricos de la atmósfera (vapor, nubes y precipitación). La troposfera -donde se encuentran las masas de aire, los frentes y las tormentas- es la capa más agitada y la que determina el clima de la Tierra. La profundidad de la troposfera varía con la latitud y la estación. La parte superior de la troposfera (tropopausa) está aproximadamente a 16,5 km (54.000 pies) sobre el ecuador y a 8,5 km (28.000 pies) sobre los polos. Los cambios estacionales determinan el grosor de la troposfera y hacen que sea más gruesa en verano (cuando el aire es más cálido) que en invierno. La profundidad de la troposfera cambia constantemente debido a variaciones de la temperatura atmosférica. Casi toda la contaminación del aire en exteriores se emite en la troposfera. El transporte de la contaminación del aire está determinado determinado por la velocidad y la dirección de los vientos. La tasa de dispersión depende de la estructura térmica de la atmósfera, así como de la agitación mecánica del aire a medida que se desplaza sobre los diferentes accidentes geográficos. La radiación solar y la humedad, así como otros componentes de la atmósfera, causan un impacto en la transformación de las sustancias contaminantes emitidas en el aire. La remoción de los contaminantes no sólo depende de sus características sino también de fenómenos climáticos como la lluvia, la nieve y la niebla. Estos fenómenos meteorológicos interactivos se estudian como parte de la meteorología de la contaminación del aire. La importancia de la meteorología en la contaminación del aire: Como la atmósfera es el medio en el que se liberan los contaminantes, el transporte y la dispersión de estas descargas depende en gran medida de parámetros meteorológicos. Para realizar actividades relativas a la planificación de la calidad del aire es imprescindible comprender la meteorología de la contaminación del aire y su su influencia en la dispersión de las sustancias contaminantes. Los planificadores emplean este conocimiento para ayudar a localizar las estaciones de monitoreo de contaminación del aire y para desarrollar planes de implementación orientados al cumplimiento de los estándares de calidad del aire en exteriores. La meteorología se usa para predecir el impacto ambiental de una nueva fuente de contaminación del aire y para determinar el efecto de las modificaciones de las fuentes existentes en la calidad del aire. Cuando se desarrollan condiciones meteorológicas que no conducen a la dispersión de las sustancias contaminantes, los organismos gubernamentales gubernamentales encargados de controlar la contaminación del aire deben actuar rápidamente para asegurar que los contaminantes no se concentren en niveles inaceptables en el aire que respiramos. Cuando estos niveles son excesivamente altos, se produce un caso de contaminación del aire y se deben reducir las emisiones en la atmósfera. El caso de Donora, Pensilvania, en los Estados Unidos de América, es un ejemplo extremo de esta situación. En 1948, Donora sufrió un episodio catastrófico de contaminación del aire. Donora está ubicada en el fondo de un valle rodeado por colinas ondulantes. Los habitantes del pueblo estaban acostumbrados a recibir algunas emisiones provenientes de la fábrica local de acero, 2
fundiciones de zinc y plantas de ácido sulfúrico. Sin embargo, no estaban preparados para recibir las concentraciones peligrosamente peligrosamente altas de contaminantes c ontaminantes que en ese año se produjeron sobre el pueblo. Las condiciones meteorológicas de Donora durante este período de cinco días (sistema de alta presión y una fuerte inversión de temperatura) produjeron vientos ligeros y nieblas densas. El aire no se pudo mover ni horizontal ni verticalmente y permaneció sobre el pueblo. Las fábricas siguieron operando y liberando sustancias contaminantes. Como consecuencia, mucha gente se enfermó y murieron 22 personas. Finalmente, cuando el patrón climático cambió, las altas concentraciones de contaminantes disminuyeron, los vientos se elevaron y empezó a llover (Ahrens 1993). La energía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene del sol. Esta energía se transfiere a través de la radiación del calor en forma de ondas electromagnéticas. La radiación del sol tiene su pico de transmisión en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78 micrómetros (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 por ciento 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 el dióxido de carbono de la atmósfera. La radiación en longitudes de onda menores que 0,29 µ m es altamente absorbida en la atmósfera por el nitrógeno y el oxígeno. Por consiguiente, la radiación solar que cae sobre la Tierra generalmente tiene una longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5 µ m. La cantidad de radiación solar recibida en una hora y un lugar específicos del sistema Tierraatmósfera se llama insolación (en inglés, insolation, de incoming solar s olar radiation). La insolación esta determinada por cuatro factores: • • • •
La constante solar La transparencia de la atmósfera La duración de la luz del día El ángulo con el que los rayos solares caen sobre la Tierra.
Constante solar: La constante solar es la cantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular perpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmósfera en la distancia media entre la Tierra y el sol. La cantidad real de radiación solar recibida en el borde exterior de la atmósfera varía ligeramente según la producción de energía del sol y la distancia de la Tierra en relación con este. Debido a la excentricidad de la órbita terrestre alrededor del sol, la Tierra se acerca más a este en enero que en julio. Además, la radiación emitida por el sol varía un poco, probablemente en un porcentaje mínimo. Estas ligeras variaciones que afectan la constante solar son triviales si se consideran las propiedades atmosféricas que agotan la cantidad total de radiación solar que cae sobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmósfera, la duración de la luz del día y el ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho más importantes para determinar la cantidad de insolación que realmente se recibe, la que también influye en el clima. Cuadro: Valores para la constante solar
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Constante solar 1,94 cal/cm2 min 1.353 W/m2 428 Btu/pies2 h 4,871 kJ/m2 h Transparencia: La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con la cantidad de insolación que llega a la superficie terrestre. La radiación emitida se agota a medida m edida que pasa a través de la atmósfera. Los diferentes compuestos atmosféricos absorben o reflejan energía de diferentes maneras y en cantidades variadas. La transparencia de la atmósfera se refiere al monto en que la radiación penetra en la atmósfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. Una parte de la radiación que recibe la atmósfera se refleja desde la parte superior de las nubes y desde la superficie terrestre, y otra es absorbida por moléculas y nubes. La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energía solar a la atmósfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fracción (o porcentaje) de la energía solar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes superficies (agua, nieve, arena, etc.) tienen diferentes valores albedo. Para la Tierra y la atmósfera como un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este índice es mayor en el rango visible de las longitudes de onda. Algunos de los gases de la atmósfera (notoriamente el vapor de agua) absorben la radiación solar, por lo que llega una menor radiación a la superficie terrestre. A pesar de componer sólo aproximadamente 3% de la atmósfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces más radiación solar que los demás gases combinados. Por lo tanto, la cantidad de radiación recibida por la superficie terrestre es considerablemente menor que la recibida fuera de la atmósfera, representada por la constante solar. Todos los cuerpos, no sólo el sol, irradian energía en longitudes de onda a lo largo del espectro electromagnético. electromagnético. Los cuerpos más cálidos irradian longitudes de onda más cortas y los más fríos, longitudes de onda más largas. Mientras que el sol tiene su transmisión pico en el rango visible (0,38 a 0,78 µ m), la Tierra emite su radiación máxima en longitudes de onda considerablemente más largas -en el rango de 10 µ m (región infrarroja). La Tierra se calienta cuando absorbe energía y se enfría cuando la irradia. Asimismo, absorbe y emite radiación al mismo tiempo. Si la superficie terrestre absorbe más energía que la que irradia, se calentará. Si irradia más energía que la que absorbe, se enfriará.
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Cuadro: Valores albedo para diferentes superficies Albedo (porcentaje de la radiación incidente de onda corta) 14 8 14 37 86-95 36
Superficie • • • • • •
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• •
• • • • • • • • • • •
Suelo negro, seco Suelo negro, húmedo Terreno arado, húmedo Arena, brillante, fina 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 Bosque de árboles con hojas caducas Copos de robles Bosques de pinos Zonas de arbustos desiertas Pantanos Praderas Trigo de invierno Brezo Yuma, Arizona Washington, D.C. (setiembre) Winnipeg, Manitoba (julio) Great Salt Lake, Utah Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979.
26 33-40 17 18 14 20-29 10-14 12-13 16-23 10 20 12-13 13-16 3
La Tierra absorbe radiación solar de onda corta y emite una radiación terrestre de longitudes de onda más largas. En la atmósfera, las nubes, el vapor de agua y, en menor grado, el dióxido de carbono, absorben la radiación terrestre, que hace que la atmósfera se caliente. La atmósfera absorbe mucho más radiación terrestre que solar. Además, también irradia energía al espacio exterior y la devuelve a la superficie terrestre. El sistema Tierra-atmósfera emite continuamente radiación terrestre, durante el día y la noche. La absorción atmosférica de la radiación terrestre beneficia al sistema Tierra-atmósfera al captar la radiación que se podría perder en el espacio. Este fenómeno explica por qué la temperatura del aire generalmente es más caliente durante las noches nubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado al resultado del proceso de intercambio de energía que hace que la superficie terrestre se caliente más que lo que se calentaría si la atmósfera no volviera a irradiar energía a la Tierra. Gases como el dióxido de carbono y el metano también aumentan la capacidad de la atmósfera para absorber radiación. Algunos científicos piensan que las crecientes emisiones, provocadas por el
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hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar, generalmente denominados gases del efecto invernadero) están calentando la Tierra y la atmósfera más rápido de lo normal. Este fenómeno se conoce como calentamiento global. El cuadro 2-3 presenta una lista de los gases predominantes del efecto invernadero. Algunos científicos prevén que si esta tendencia continúa, se producirán cambios graduales en las condiciones climáticas. Actualmente, se están realizando estudios para determinar si las emisiones provocadas por el hombre son significativas para el fenómeno del calentamiento global. Cuadro: Los gases del efecto invernadero Gas del efecto invernadero Dióxido de carbono (CO2)
% del total de los gases del efecto invernadero 50
Metano (CH4)
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Clorofluorocarbo nos (CFC) Ozono (O3)
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Fuentes y % del total de los gases del efecto invernadero Energía de combustibles fósiles (35) Deforestación (10) Agricultura (3) Industria (2) Energía de combustibles fósiles (4) Deforestación (4) Agricultura (8) Óxido nitroso (N2O) 6 Energía de combustibles fósiles (4) Agricultura (2) Industria (20)
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Energía de combustibles fósiles (6) Industria (2) Fuente: Williams, M. 1993.
La transparencia es una función no sólo de nubosidad sino también de latitud. Los rayos solares deben atravesar una capa de atmósfera reflectora de dispersión más espesa en las latitudes intermedias y altas que en las tropicales. Este efecto varía según las estaciones: en invierno es mayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que los rayos solares sean menos intensos en el horizonte. Duración de la luz del día: La duración de la luz de día también afecta la cantidad de insolación recibida: mientras más largo sea el período de luz solar, mayor será la posible insolación total. La duración de la luz del día varía con la latitud y las estaciones. En el ecuador, el día y la noche son siempre iguales. En las regiones polares, el período de luz del día alcanza un máximo de 24 horas en verano y un mínimo de cero horas en invierno. Ángulo de los rayos: El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra varía considerablemente a medida que el sol "se mueve" de un lado a otro del ecuador. Una superficie relativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad de insolación. Por consiguiente, las áreas donde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolación, ya que estos deben atravesar una capa más espesa de la atmósfera y se dispersan sobre una superficie mayor. Este mismo principio se aplica al desplazamiento diario de los rayos solares. Al mediodía, se 6
produce la mayor intensidad de insolación. Durante la mañana y la tarde, cuando el sol se encuentra en un ángulo bajo, la intensidad de la insolación es menor. Balance térmico: Dado que la energía del sol siempre ingresa en la atmósfera, si toda la energía se almacenara en el sistema Tierra-atmósfera, la Tierra se podría recalentar. Así, la energía se debe liberar de nuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. La radiación recibida regresa como radiación terrestre y da lugar a un balance térmico, llamado balance de radiación. De cada 100 unidades de energía que ingresan en la atmósfera, 51 son absorbidas por la tierra, 19 por la atmósfera y 30 reflejadas nuevamente al espacio. Las 70 unidades que absorbe el sistema Tierra-atmósfera (51 + 19 unidades) son irradiadas nuevamente al espacio como una radiación de onda larga. Distribución del calor: La Tierra, en su totalidad, experimenta grandes contrastes entre el calor y el frío en cualquier época. En el ecuador, soplan brisas tropicales cálidas mientras que en las regiones polares se forman capas de hielo. De hecho, debido a las extremas diferencias de temperatura entre el ecuador y los polos, el sistema Tierra-atmósfera se asemeja a un "motor térmico" gigante. Los motores térmicos dependen de los contrastes caliente-frío para generar energía. Como se verá más adelante, este "motor térmico" mundial influye en los principales modelos de circulación atmosférica a medida que el aire caliente se traslada a áreas más frías. Diversas áreas de la Tierra que reciben diferentes intensidades de insolación representan una gran parte de este desequilibrio del calor. Como se dijo anteriormente, la latitud, las estaciones y la duración de la luz del día hacen que la intensidad de insolación recibida varíe según el lugar. Calentamiento diferencial: La superficie terrestre no sólo recibe diferentes magnitudes de radiación solar sino que las diversas superficies terrestres absorben energía térmica en magnitudes distintas. Por ejemplo, las masas de tierra absorben y almacenan calor de manera diferente que las de agua. Además, la capacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en los distintos tipos de superficies terrestres. El color, la forma, la textura de la superficie, la vegetación y la presencia de construcciones pueden influir en el calentamiento y enfriamiento de la Tierra. Por lo general, las superficies secas se calientan y enfrían más rápidamente que las húmedas. Las áreas aradas, las playas arenosas y los caminos pavimentados se calientan más que las praderas y las áreas boscosas. Durante el día, el aire de un terreno arado es más cálido que el de un bosque o un pantano; durante la noche, la situación es inversa. La propiedad que hace que las diferentes superficies se calienten y se enfríen en velocidades distintas se denomina calentamiento diferencial. La absorción de la energía térmica del sol se confina en una capa poco profunda de la superficie terrestre. Por consiguiente, las superficies terrestres se calientan rápidamente durante el día y se enfrían rápidamente durante la noche. En cambio, las superficies acuáticas se calientan y enfrían más lentamente que las terrestres por las siguientes razones: • • •
El movimiento del agua produce calor Los rayos solares pueden penetrar la superficie acuática Se requiere más calor para cambiar la temperatura del agua debido a su mayor calor específico (se requiere más energía para aumentar la temperatura del agua que para cambiar la temperatura de la misma cantidad de suelo) 7
•
La evaporación del agua es un proceso de enfriamiento
Transporte de calor: Además de la radiación, el calor se transmite por conducción, convección y advección. Estos procesos afectan la temperatura de la atmósfera cercana a la superficie terrestre. La conducción es el proceso por el cual se transmite el calor a través de la materia sin que esta en sí se transfiera. Por ejemplo, el asa de una sartén de hierro se calienta debido a la conducción de calor del mechero de la estufa. El calor es conducido de un objeto más caliente a uno más frío. La transferencia de calor a través de la convección se produce cuando la materia está en movimiento. El aire que se calienta a través de una superficie terrestre calentada (por conducción) se elevará porque es más liviano que el del ambiente. El aire calentado se eleva y transfiere el calor verticalmente. Así mismo, el aire en altura más frío se hundirá porque es más pesado que el aire del ambiente. Esto va de la mano con el aumento del aire y es parte de la transferencia de calor por convección. Los meteorólogos también emplean el término advección para denotar la transferencia de calor que se produce principalmente por el movimiento horizontal antes que por el movimiento vertical del aire (convección). Como se ha mencionado anteriormente, la distribución mundial de la insolación está estrechamente relacionada con la latitud. La insolación total anual es mayor en el ecuador y disminuye hacia los polos. La cantidad de insolación recibida anualmente en el ecuador es cuatro veces mayor que la recibida en cualquiera de los polos. A medida que los rayos solares se desplazan estacionalmente de un hemisferio a otro, la zona de insolación diaria máxima posible se mueve con estos. Para la Tierra como un todo, las ganancias de energía solar equivalen a las pérdidas de energía que regresan al espacio (balance térmico). Sin embargo, como la región ecuatorial obtiene más calor que el que pierde y como los polos pierden más calor que el que obtienen, algo debe suceder para que el calor se distribuya de manera más uniforme alrededor de la Tierra. De otro modo, las regiones ecuatoriales seguirían calentándose y los polos enfriándose. Por lo tanto, para lograr un equilibrio, las circulaciones atmosféricas y oceánicas realizan una transferencia continua de calor a larga escala (de latitudes bajas a altas). La atmósfera conduce el aire cálido hacia los polos y el aire frío hacia el ecuador. La transferencia de calor de los trópicos hacia los polos se produce durante todo el año pero en una escala mucho menor en verano que en invierno. En verano, la diferencia de temperatura entre las latitudes bajas y altas es considerablemente menor que en invierno (50% menos en el hemisferio norte). Como se podría esperar, el hemisferio de invierno tiene una pérdida neta de energía, y el hemisferio de verano, una ganancia neta. La mayor parte de la ganancia del estío se almacena en las capas superficiales de la Tierra y el océano, principalmente en este último. Los océanos también desempeñan un papel importante en el intercambio de calor. El agua caliente fluye hacia los polos a lo largo del lado occidental de una cuenca del océano y el agua fría hacia el ecuador en el lado oriental. En latitudes más altas, el agua caliente se mueve hacia los polos en el lado oriental de la cuenca del océano y el agua fría hacia el ecuador en el lado occidental. Las corrientes oceánicas se encargan de transportar aproximadamente 40 por ciento de la energía del ecuador hacia los polos. El 60 por ciento restante se atribuye al movimiento del aire. Circulación atmosférica: El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión causados por el calentamiento diferencial de la superficie terrestre. A medida que se traslada de áreas de alta presión a áreas de baja presión, el viento es influido significativamente por la presencia o ausencia 8
de la fricción. Por consiguiente, los vientos superficiales se comportan de manera diferente que los vientos en altura debido a las fuerzas de fricción que actúan cerca de la superficie terrestre. La rotación de la Tierra modifica la circulación atmosférica pero no la produce, ya que, esencialmente, la atmósfera rota con la Tierra. El movimiento del aire ayuda a evitar que las concentraciones de los contaminantes liberados al aire alcancen niveles peligrosos. Presión atmosférica: A pesar de ser invisible, el aire tiene peso. Cualquier gas como el aire contiene moléculas que se mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades. En realidad, la velocidad depende de la temperatura del gas. La presión atmosférica es causada por moléculas de aire (por ejemplo, oxígeno o nitrógeno) que chocan tanto entre sí como con otros objetos y rebotan. Es función del número de moléculas atmosféricas en un determinado volumen y la velocidad a la que se desplazan. Cuando el aire está confinado dentro de ciertos límites, el calentamiento aumenta su presión y el enfriamiento la disminuye. Cuando se confina en un espacio más pequeño, su presión aumenta pero disminuye cuando se expande en un espacio mayor. En cualquier ubicación, ya sea en la superficie terrestre o en la atmósfera, la presión atmosférica depende del peso del aire de la capa superior. Imagine una columna de aire. Una columna de aire que se extiende a cientos de kilómetros sobre el nivel del mar ejerce una presión de 1.013 milibaras (mb) (o 1,013 Kpa). Pero si sube en la columna a una altitud de 5,5 km (18.000 pies), la presión atmosférica será aproximadamente la mitad o 506 mb (0,506 Kpa). Viento: El viento es el elemento básico en la circulación general de la atmósfera. Todos los movimientos del viento, desde ráfagas pequeñas hasta grandes masas de aire, contribuyen al transporte del calor y de otras condiciones de la atmósfera alrededor de la Tierra. La denominación de los vientos depende de la dirección de donde provienen. Así, un "viento del norte" es aquel que sopla de norte a sur y un "viento del oeste" es aquel que sopla de oeste a este. Cuando los vientos soplan con mayor frecuencia desde una dirección que desde otra, esta recibe el nombre de viento prevalente. La velocidad del viento aumenta rápidamente con la altura sobre el nivel del suelo mientras que la carga de fricción disminuye. Por lo general, el viento no es una corriente constante sino conformada por ráfagas con una dirección ligeramente variable, separada por intervalos. Las ráfagas de viento que se producen cerca de la Tierra se deben a las irregularidades de la superficie, lo cual crea remolinos. Los remolinos son variaciones de la corriente principal del flujo del viento. Las irregularidades mayores se producen por convección -o transporte vertical del calor. Estas y otras formas de turbulencia contribuyen al movimiento del calor, de la humedad y del polvo en el aire en altura. Fuerza de Coriolis: Si la Tierra no rotara, el aire se movería directamente de una presión alta a una presión baja. Sin embargo, como lo hace, para una persona que observa desde la superficie del planeta, se produce una aparente desviación del aire. La fuerza de Coriolis causa una desviación del aire a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur. Se trata de una fuerza aparente causada por la rotación de la Tierra bajo la acción del movimiento del aire. Observado desde el espacio, este movimiento de aire (o cualquier movimiento libre de un objeto, para el caso) parece seguir una línea recta. Pero para una persona que se encuentra en la Tierra, este movimiento aparenta haberse desviado.
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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. En realidad, esta se mueve en relación con el viento. Los vientos parecen desviarse hacia la derecha en el 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 corregir las diferencias en la presión atmosférica. Así, el viento soplará de las áreas de presión alta a las de presión baja. La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a la baja se denomina fuerza del gradiente de presión. El gradiente de presión es la tasa y la dirección del cambio de presión. Está representado por una línea trazada en los ángulos derechos de las isobaras. Cuando las isobaras se encuentran cerca, los gradientes son inclinados. El viento se moverá más rápidamente a través de isobaras inclinadas. Los vientos son más suaves cuando las isobaras están más alejadas porque la pendiente entre estas no es tan inclinada; por consiguiente, el viento no ejerce tanta fuerza. Fricción: La fricción, la tercera fuerza principal que afecta al viento, empieza a actuar cerca de la superficie terrestre hasta que llega a altitudes aproximadas de 500 a 1.000 m. Esta sección de la atmósfera se denomina capa límite planetaria o atmosférica. Por encima de esta capa, la fricción deja de influir en el viento. La fuerza de Coriolis y la del gradiente de presión se encuentran balanceadas por encima de la capa límite planetaria. Las fuerzas balanceadas que se producen por encima de la capa donde la fricción influye en el viento crean un viento que sopla paralelamente con las isobaras. Este viento se denomina viento geostrófico. En el hemisferio norte, las presiones bajas 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 fricción ejercen una influencia sobre el viento. El efecto de la fricción sobre el viento aumenta a medida que este se acerca a la superficie terrestre. Además, mientras más accidentada sea la superficie terrestre, mayor será la influencia friccional. Por ejemplo, sobre una área urbana el flujo de aire experimenta más fricción que sobre una gran masa de agua. La fricción no sólo disminuye la velocidad del viento sino que también influye en su dirección. El efecto de la fricción sobre la dirección del viento se debe a la relación existente entre la velocidad del viento y la fuerza de Coriolis. Se debe recordar que esta fuerza es proporcional a la velocidad del viento. Por lo tanto, a medida que este experimenta mayor fricción en altitudes progresivamente bajas dentro de la capa de fricción, su velocidad y la fuerza de fricción disminuyen. Con la fricción, la fuerza de Coriolis decrece en relación con la fuerza del gradiente de presión; esta no equilibra la fuerza de Coriolis como lo hace con el viento geostrófico sobre la capa límite planetaria. Al contrario, la fuerza del gradiente de presión predomina y desplaza el viento hacia la presión). La dirección del viento se dirige hacia la presión baja hasta que el vector resultante de la fuerza friccional y la fuerza de Coriolis equilibran de manera exacta la fuerza del gradiente de presión. A medida que las fuerzas 10
friccionales aumentan, las direcciones del viento giran más bruscamente hacia la presión baja. Este cambio en la dirección del viento según las diferentes altitudes dentro de la capa de fricción se denomina espiral de Ekman. 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 contaminantes del aire. Cuando una pluma de contaminantes del aire emerge de una chimenea, es probable que ascienda a través de la capa límite planetaria (o atmosférica) donde la fricción cambia la dirección del viento con la altura. Esto la dispersará horizontalmente en direcciones distintas. Además, los contaminantes liberados en diferentes alturas de la atmósfera pueden moverse en direcciones diferentes. Sistemas de presión: El movimiento horizontal del aire está determinado por muchas fuerzas. Los vientos superficiales se desplazan en dirección contraria a las agujas del reloj alrededor de los sistemas de presión baja (ciclones) en el hemisferio norte. Este mismo balance de fuerzas conduce el aire en la dirección de las agujas del reloj alrededor de sistemas de presión alta (anticiclones) en el hemisferio norte, lo contrario sucede en el hemisferio sur. Efectos del sistema de alta presión del Pacífico y del sistema de presión alta de las Bermudas en la contaminación del aire: La presencia de anticiclones subtropicales semipermanentes en los principales océanos influye en la dispersión de la contaminación del aire en diversas áreas del mundo. El sistema de presión alta del Pacífico y el de presión alta de las Bermudas constituyen dos ejemplos de sistemas de presión alta de gran escala que afectan la calidad del aire en California del sur y el sudeste de Estados Unidos, respectivamente. Estos sistemas de presión alta son conocidos como semipermanentes porque cambian de posición sólo de verano a invierno. Se forman por el hundimiento del aire en la región sobre las zonas de calmas subtropicales (aproximadamente 30° de latitud). El aire frío en altura (hundimiento) se comprime y calienta a medida que se hunde en estas áreas de presión alta y establece una inversión de temperatura elevada. Esta última se produce cuando existe una capa de aire cálido sobre una de aire frío, lo cual impide el movimiento vertical del aire. El fondo de esta capa de inversión generalmente se aproxima a la superficie mientras más se aleje del centro del anticiclón. Sistema de presión alta del Pacífico: En el lado oriental de estos anticiclones semipermanentes, la capa de inversión es reforzada por el flujo del aire que se desplaza en la dirección de las agujas del reloj alrededor del sistema de presión que atrae el aire del norte. El aire se enfría al entrar en contacto con el agua fría del océano. Esta condición afecta el área de California del sur, que está ubicada en el lado oriental del sistema de presión alta del Pacífico. Las inversiones de temperatura, que limitan la mezcla vertical de los contaminantes del aire, son comunes en esta área. Por consiguiente, los contaminantes del aire se pueden acumular en niveles peligrosos en la capa superficial de la atmósfera bajo la capa de inversión. Sistema de presión alta de las Bermudas: En el lado occidental de los anticiclones permanentes, las condiciones son menos severas. El movimiento del aire en la dirección de las agujas del reloj da lugar al flujo del viento de áreas tropicales del sur, donde el aire es cálido y húmedo. El aire que se asienta en estas áreas de alta presión conduce a inversiones de temperatura elevada pero la frecuencia y la fuerza de estas no son tan significativas como las que influyen en las costas occidentales de los continentes debido a la advección del aire cálido. Esta situación es típica en el 11
sudeste de Estados Unidos, donde el sistema de presión alta de las Bermudas, situado en el océano Atlántico, influye en el transporte y la dispersión de los contaminantes. Circulación general: La circulación general representa el flujo promedio de aire alrededor del mundo. Como los vientos pueden variar ampliamente respecto del promedio en cualquier tiempo y lugar, el estudio de los patrones de flujo promedio del viento puede servir para identificar los patrones predominantes de circulación en ciertas latitudes y entender sus causas. La fuerza que impulsa la circulación general es el calentamiento irregular de la superficie terrestre. Las regiones ecuatoriales reciben mucho más energía del sol que las polares. Las variaciones horizontales de la temperatura atmosférica, causadas por el calentamiento irregular, determinan diferencias de presión que dirigen la circulación atmosférica. Dada la complejidad de la circulación mundial del aire, se empezará por estudiar un modelo simple que explica cómo sería dicho proceso sin las complicaciones causadas por la rotación de la Tierra y la irregularidad de su superficie. Si la Tierra no rotara y estuviera compuesta por una superficie sólida uniforme, se podría observar un modelo de circulación muy predecible del ecuador a los polos. El aire del ecuador, que recibe más radiación solar, sería mayor que el de los polos. Sería más cálido y ligero, y se elevaría debido a la convección. A medida que el aire ecuatorial cálido se eleva, se producen tormentas eléctricas que liberan más calor y hacen que el aire continúe elevándose hasta que llega a la capa superior de la atmósfera. En este punto, el aire empezaría a moverse hacia las regiones polares y se enfriaría a medida que se traslade. En los polos, el aire frío denso descendería a la superficie y volvería a fluir hacia el ecuador. En el hemisferio norte, el flujo del aire cercano a la superficie estaría siempre fuera del norte porque el aire más frío del polo norte remplazaría al aire cálido, ascendente desde el ecuador. Sin embargo, la Tierra rota, lo que complejiza este flujo relativamente simple de aire. El efecto de Coriolis es un factor principal que explica los patrones reales del flujo del aire alrededor de la Tierra. A continuación se explicará cómo actúa la fuerza de Coriolis en la circulación planetaria del aire. En el ecuador, el aire cálido se eleva y muchas veces se condensa en grandes nubarrones y tormentas. De este modo, se desarrolla una banda de presión baja alrededor del ecuador. Estas tormentas eléctricas liberan calor, que conduce el aire hacia partes más altas de la atmósfera. Allí, el aire empieza a trasladarse lateralmente hacia los polos y se enfría a medida que se mueve. El aire empieza a convergir o "reunirse" a una altura aproximada de 30° de latitud. La convergencia del aire hace que este se hunda o asiente en esta latitud. Esto determina la divergencia del aire en la superficie terrestre. A medida que el aire se hunde en esta región, el cielo se muestra despejado y los vientos superficiales son suaves y variables. Las latitudes de 30° se conocen como zonas de calmas subtropicales porque era allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban al Nuevo Mundo. El término correspondiente en inglés es horse latitudes porque, según la leyenda, cuando escaseaban los alimentos y las provisiones, generalmente los tripulantes se comían a los caballos o estos eran arrojados en esta región. De las zonas de calmas subtropicales, una parte del aire superficial regresa al ecuador. Debido al efecto de Coriolis, los vientos soplan desde el nordeste en el hemisferio norte y desde el sudeste en el hemisferio sur. Estos vientos constantes se llaman vientos alisios.
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En lugar de desplazarse hacia el ecuador, en las latitudes de 30° C, una parte del aire superficial lo hace hacia los polos. La fuerza de Coriolis desvía estos vientos hacia el este en ambos hemisferios. Estos vientos superficiales soplan del oeste al este y se denominan vientos prevalentes del oeste o vientos del oeste en ambos hemisferios. Entre las latitudes de 30° a 60°, los sistemas móviles de presión y las masas de aire asociadas (que se abordarán posteriormente) ayudan a transportar la energía. La mayor parte del aire húmedo de las regiones del sur se desplaza hacia el norte. Esta humedad se condensa y libera la energía que ayuda a calentar el aire en las latitudes del norte. En las áreas que se encuentran entre las latitudes de 60° y los polos, prevalecen los vientos polares del este. Estos forman una zona de aire frío que sopla hacia el sudeste (hemisferio del norte) y hacia el nordeste (hemisferio del sur) hasta que se encuentran con los del oeste, más cálidos. La interfaz entre los vientos polares del este y los del oeste es el frente polar, que se traslada a medida que ambas masas de aire se presionan entre sí de un lado al otro. El frente polar viaja del oeste al este y ayuda al aire frío a desplazarse hacia el sur y al aire húmedo y cálido, hacia el norte (hemisferio del norte) y, de ese modo, transporta energía calorífica a las regiones polares. A medida que el aire húmedo y cálido, característico de los vientos del oeste, ejerce una presión sobre los del este, fríos y más secos, se desarrolla un clima tempestuoso. Por consiguiente, el frente polar generalmente está acompañado por nubes y precipitaciones. Las bandas más estrechas de vientos de alta velocidad, conocidas como corrientes de chorro, se desarrollan cuando existen grandes diferencias horizontales de temperatura. Si bien la corriente de chorro varía en tamaño y fuerza, generalmente tiene entre 7,6 y 12,2 km (25.000 y 40.000 pies) sobre la Tierra, y sus velocidades oscilan entre 129 y 193 km (80 y 120 mph) según la latitud y la estación. Estos vientos de gran altitud afectan a los superficiales al mismo tiempo que ayudan a "dirigir" los sistemas superficiales del clima. Si bien la dirección de la corriente de chorro generalmente es de este a oeste alrededor del globo, muchas veces desciende de norte a sur al tiempo que sigue el límite entre el aire cálido y frío. Masas de aire: Las masas de aire son fenómenos de escala macro, que cubren cientos de miles de kilómetros cuadrados y se extienden por miles de metros. Son volúmenes de aire relativamente homogéneos con respecto a la temperatura y a la humedad, y adquieren las características de la región sobre la que se forman y desplazan. Los procesos de radiación, convección, condensación y evaporación condicionan la masa de aire a medida que se desplaza. Además, los contaminantes liberados en una masa de aire se desplazan y dispersan dentro de ella. Las masas de aire son más frecuentes en ciertas regiones. Estas áreas se conocen como regiones de origen y determinan la clasificación de la masa de aire. Las masas de aire se clasifican como marítimas o continentales según tengan su origen en el océano o la Tierra, y como árticas, polares o tropicales según la latitud de su origen. El cuadro siguiente resume las características de las masas de aire. La frontera entre masas de aire con características diferentes se denomina frente. Un frente no es una pared marcada sino una zona de transición que muchas veces abarca varias millas.
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Cuadro: Clasificación de las masas de aire Nombre
Origen
Ártica
Regiones polares
Polar continent al* Polar marítima Tropical continent al Tropical marítima
Áreas continentales subpolares Área subpolar y región ártica Áreas subtropicales de presión alta Fronteras meridionales de áreas oceánicas subtropicales de presión alta
Símbol o Temperaturas bajas, pero con humedad relativa A alta de verano, la más fría de las masas de aire de invierno Temperaturas bajas (crecientes con el cP movimiento hacia el sur), poca humedad, permanece constante Temperaturas bajas, crecientes con el mP movimiento, humedad alta Temperaturas altas, bajo contenido de humedad cT Propiedades
Temperaturas altas moderadas, humedad alta específica 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 aire depende de la región donde esta se origina. Las masas árticas de aire son las más frías, y las tropicales, las más cálidas. La humedad es la segunda propiedad básica de una masa de aire. Desempeña un papel significativo en el tiempo y en el clima, y generalmente se trata independientemente de los demás componentes del aire. En cualquiera de sus formas, la humedad atmosférica es un factor de humedad, nubosidad, precipitación y visibilidad. El vapor de agua y las nubes afectan la transmisión de la radiación tanto hacia como desde la superficie terrestre. A lo largo del proceso de evaporación, el vapor del agua también transporta calor latente al aire, lo cual le da una función en el intercambio de calor (así como en el intercambio de humedad) entre la Tierra y la atmósfera. El agua atmosférica se obtiene por evaporación pero se pierde por precipitación. La atmósfera sólo almacena una fracción de minuto del agua terrestre bajo la forma de nubes y vapor. La cantidad neta de agua presente en la atmósfera al final de cualquier período para una determinada región es una suma algebraica total de la cantidad almacenada en un período previo, la ganancia por evaporación, la ganancia o pérdida por transporte horizontal y la pérdida por precipitación. Esta relación expresa el balance hídrico de la atmósfera. Frentes: Cuatro patrones de frentes -cálido, frío, ocluido y estacionario- se pueden formar por aire de temperaturas diferentes. El frente frío es una zona de transición entre el aire cálido y el frío, donde este último se mueve sobre el área previamente ocupada por el cálido. Por lo general, los frentes fríos presentan pendientes de 1:50 a 1:150, lo que significa que por cada kilómetro de distancia vertical cubierta por el frente, habrá de 50 a 150 km de distancia horizontal cubierta. El aumento de aire cálido sobre un frente frío en avance y el enfriamiento expansivo subsiguiente a 14
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 y presentan pendientes del orden de 1:100 a 1:300 debido a los efectos de fricción del borde de salida del frente. La precipitación generalmente se encuentra en el avance de un frente cálido. Cuando emergen frentes fríos y cálidos (y el frente frío se sobrepone al cálido) se forman frentes ocluidos. Los frentes ocluidos pueden ser llamados oclusiones de frentes cálidos o fríos. Sin embargo, 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 precipitaciones resultantes de tal frente serán similares a las de un frente cálido. A medida que el frente pasa, las nubes 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 que predominan los frentes ocluidos presentan pocas nubes, cantidades mínimas de precipitaciones y pequeños cambios diarios de temperatura. El último tipo de frente es el estacionario. Como su nombre lo indica, las masas de aire alrededor de este frente no se encuentran en movimiento. Las áreas migratorias de presión alta (anticiclones) y de presión baja (ciclones), así como los frentes relacionados con estas últimas son responsables de los cambios climáticos diarios que se producen sobre la mayoría de las regiones de latitud media de la Tierra. Los sistemas de presión baja de latitudes medias se forman a lo largo de superficies frontales que separan masas de aire provenientes de fuentes distintas, con características diferentes en cuanto a la humedad y la temperatura. La configuración de un sistema de presión baja está acompañada por la formación de una onda en el frente, consistente en un frente cálido y uno frío, ambos con un movimiento contrario a las agujas del reloj alrededor del sistema de presión baja. Este sistema se conoce como ciclón. Como se recordará, los triángulos indican los frentes fríos, y los semicírculos, los cálidos. Las c inco etapas presentadas aquí son: 1. 2. 3. 4. 5.
Inicio de la circulación ciclónica Sector cálido bien delimitado entre los frentes Frente frío que se sobrepone al cálido Oclusión (fusión de los dos frentes) Disipación
Entrampamiento frontal: Los sistemas frontales están acompañados por inversiones. Las inversiones se producen cuando el aire cálido se eleva sobre el frío y "entrampa" al aire frío por debajo. Cuando se producen estas inversiones, la circulación del aire es relativamente escasa y el aire se estanca también de manera relativa. Este entrampamiento frontal se puede producir ya sea con frentes cálidos o con fríos. Como por lo general un frente cálido se desplaza más lentamente que uno frío y su superficie frontal se agita de manera más gradual, el entrampamiento generalmente será más importante con un frente cálido. Además, las velocidades del viento de bajo nivel y superficial delante de un frente cálido (dentro del sector entrampado) generalmente serán inferiores a las velocidades del viento detrás de un frente frío. La mayor parte del entrampamiento 15
frontal cálido se producirá de norte a oeste desde una determinada fuente contaminante, y el entrampamiento frontal frío de sur a este desde la fuente. Influencias topográficas: Las características físicas de la superficie terrestre se denominan rasgos del terreno o topografía. Los rasgos topográficos no sólo influyen en el calentamiento de la Tierra y del aire que la rodea sino también en el flujo del aire. Los rasgos del terreno, como se podría esperar, afectan sobre todo el flujo del aire relativamente cercano a la superficie terrestre. Estos rasgos 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) y geométricamente (o mecánicamente). La turbulencia térmica se produce por el calentamiento diferencial. Los objetos emiten calor en tasas distintas. Por ejemplo, un área con pasto no tendrá capacidad de absorción y, en consecuencia, liberará tanto calor como una playa de estacionamiento asfaltada. La turbulencia mecánica es causada por el viento que fluye sobre objetos de tamaños y formas diferentes. Por ejemplo, el flujo del viento que rodea un edificio será diferente del de un maizal. Terreno plano: Si bien una pequeña parte de la superficie terrestre es completamente plana, algunas áreas se consideran como planas para propósitos topográficos. En esta categoría están incluidos los océanos, aunque tienen una textura de superficie, y los rasgos ligeramente ondulantes del terreno. La turbulencia del viento sobre un terreno plano está limitada a la cantidad de accidentes de la superficie, ya sean naturales o hechos por el hombre. El cuadro siguiente presenta una lista de los elementos superficiales, desde los rasgos de superficies lisas con poca influencia friccional hasta los rasgos accidentados con amplia influencia friccional. Cuadro: Ejemplos de diferentes superficies accidentadas (en orden de muy lisas a muy accidentadas) Llanura arcillosa, hielo Mar en calma Arena Planicie, cubierta de nieve Césped cortado Césped bajo, estepa Terreno plano y en barbecho Césped alto Bosques con árboles bajos Bosques con árboles altos Afueras de la ciudad Ciudad Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979. Estos rasgos inducen un efecto friccional en la velocidad del viento y producen el conocido perfil del viento con altura. 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 más turbulento. Por consiguiente, los vientos de gradiente (esto es, los que no se ven afectados por la fricción) alcanzan mayores altitudes cuando se producen sobre áreas urbanas que cuando lo hacen sobre el nivel del suelo. La turbulencia térmica sobre un terreno plano se debe a rasgos naturales o producidos por el hombre. Por ejemplo, el agua no se calienta tan rápidamente durante el día pero el concreto lo hace excepcionalmente bien. Durante la noche, el concreto libera grandes cantidades de calor al aire, el agua no. El aire se eleva sobre los objetos calentados en cantidades variables . Los investigadores de la contaminación del aire concuerdan en que la dispersión atmosférica en los terrenos complejos puede ser muy diferente y mucho más complicada que en los terrenos planos. Los efectos del terreno complejo en la dispersión atmosférica han sido investigados en modelos de fluidos y por medio de experimentos de campo. La turbulencia mecánica en terrenos con montañas y valles siempre depende del tamaño, la forma y la orientación de los rasgos. Las numerosas combinaciones de terrenos montañosos o con valles incluyen una sola montaña sobre un terreno plano, un valle profundo entre montañas, un valle en terreno plano o una cordillera. El aire tiende a elevarse sobre un obstáculo que se presenta en su camino y una parte trata de abrirse paso por los diferentes lados. Si una inversión de temperatura elevada (aire cálido sobre aire frío) cubre la mayor elevación, entonces el aire tratará de encontrar su camino por los costados de la montaña. Cuando el flujo de aire es bloqueado, se produce un entrampamiento o recirculación del aire. Durante la noche, los cerros y las montañas producen flujos de vientos descendientes porque el aire es más frío en grandes elevaciones. Por lo general, los vientos descendientes son ligeros. Sin embargo, bajo condiciones correctas, se pueden producir vientos más rápidos. La turbulencia térmica en un terreno con montañas y valles también guarda relación con el tamaño, la forma y la orientación de los rasgos. Si bien no es posible explicar todas las combinaciones, se pueden presentar algunas generalidades. Las montañas y los valles se calientan de manera desigual debido al movimiento del sol en el cielo. Por la mañana, el sol calienta e ilumina un lado de una montaña o valle. El otro lado todavía esta oscuro y frío. El aire se eleva sobre el lado iluminado y desciende sobre el oscuro. Al mediodía, "cae" sobre ambos lados y los calienta. Al final de la tarde, la situación es similar a la de la mañana. Después de la oscuridad, a medida que el aire se enfría debido al enfriamiento radial, el aire desciende al valle desde las colinas más altas. En el caso de un valle, los vientos descendentes se pueden producir en las pendientes opuestas del valle, lo que determina que el aire frío y denso se acumule o deposite en el suelo. Este aire frío se puede descender hacia el valle y causar el movimiento del aire debido al drenaje de aire frío. Además, como el aire frío desciende al suelo del valle, el aire en altura se vuelve más cálido. Esto da lugar a una inversión de temperatura que restringe el transporte vertical de los contaminantes del aire. Además, los vientos de un valle están encadenados debido a su forma. Los vientos soplan predominantemente hacia la parte superior o hacia la parte baja del valle. Esto puede conducir a concentraciones altas de contaminantes del aire en el suelo debido a que la geometría del valle restringe las variaciones en la dirección del viento. 17
El otro efecto del calentamiento se debe a las características del suelo. Las áreas cubiertas por árboles se calentarán menos que las pendientes rocosas o los terrenos llanos. Para interpretar el efecto producido en un terreno complejo es importante tener un conocimiento detallado de las áreas específicas que lo conforman. Tierra/agua: El tercer tipo de terreno es una interfaz de Tierra/agua . En parte debido a la comodidad, muchas ciudades grandes están ubicadas cerca de cuerpos de agua. La tierra y el agua no sólo presentan superficies con accidentes de diferentes características, sino también distintas propiedades de calentamiento. Puede ser muy difícil predecir el flujo del aire y, por lo tanto, la dispersión y el transporte de las plumas en este caso. Las propiedades térmicas de la Tierra y el agua son radicalmente diferentes. La tierra y los objetos que se encuentran sobre ella se calentarán y enfriarán rápidamente; el agua lo hace lentamente. Las temperaturas del agua no varían mucho de un día a otro o de una semana a otra. Experimentan cambios estacionales, con un retraso máximo de 60 días. Por ejemplo, las temperaturas oceánicas más cálidas se producen desde fines del verano hasta inicios del otoño y las más frías, desde fines del invierno hasta inicios de la primavera. Mientras el sol brilla sobre la interfaz Tierra/agua, la radiación solar penetra varios pies a través del agua. Por otro lado, la radiación solar que cae sobre la Tierra sólo calentará las primeras pulgadas. Además, mientras el sol brilla sobre la superficie acuática, se produce la evaporación y cierto calentamiento. La capa delgada del agua cercana al aire se enfría debido a la evaporación y se mezcla con la pequeña capa superficial calentada. Esta mezcla mantiene la temperatura del agua relativamente constante. Por otro lado, las superficies de la Tierra se calientan rápidamente, lo que hace que el aire adyacente se caliente, se haga menos denso y se eleve. El aire frío sobre el agua es atraído Tierra adentro. Es lo que se conoce como "brisa marina". Por la noche, el aire que está sobre la Tierra se enfría rápidamente debido al enfriamiento radial, que hace que la temperatura de la Tierra disminuya más rápidamente que la del cuerpo adyacente de agua. Esto crea un flujo de retorno llamado "brisa terrestre”. Las velocidades del viento en una brisa terrestre son ligeras; mientras que las velocidades del viento en el mar pueden ser muy aceleradas. La presión diferencial sobre la tierra y el agua causa las brisas marinas. Con estas (durante el día), la presión sobre la Tierra calentada es menor que la presión sobre el agua más fría. En cambio, con las brisas terrestres (durante la noche) ocurre lo contrario. Los accidentes de la Tierra y el agua también son diferentes. La superficie del agua es bastante sensible al flujo del aire. A medida que aumenta la velocidad del viento, la superficie del agua se altera y se forman olas. Cuando los vientos fuertes causan olas, la superficie del agua deja de ser tan calma como cuando había viento ligero. Sin embargo, el agua es aún más suave que la mayoría de los rasgos de la Tierra. Debido al cambio del agua -relativamente suave- a la accidentada tierra, el flujo del aire cambia de dirección con la creciente influencia friccional (mayor turbulencia). La magnitud del cambio de dirección depende de la del contraste de accidentes en la superficie. Áreas urbanas: Las áreas urbanas presentan accidentes adicionales y características térmicas diferentes debido a la presencia de elementos hechos por el hombre. La influencia térmica domina la de los componentes friccionales. Materiales de construcción como el ladrillo y el concreto absorben y retienen el calor de manera más eficiente que el suelo y la vegetación de las áreas rurales. Cuando 18
el sol se pone, el área urbana continúa irradiando calor desde los edificios, las superficies pavimentadas, etc. El aire que este complejo urbano calienta, asciende y crea un domo sobre la ciudad. Este fenómeno se llama efecto de la isla calórica. La ciudad emite calor durante toda la noche. Recién cuando el área urbana empieza a enfriarse, sale el sol y empieza a calentar el complejo urbano nuevamente. Por lo general, debido al continuo calentamiento, las áreas urbanas nunca recobran condiciones estables. La turbulencia mecánica sobre las áreas urbanas es muy parecida a la que se produce en un terreno complejo. Los edificios, separados y en conjunto, alteran el flujo del aire: mientras más altos sean, más aire se distribuye. Además, las áreas públicas canalizan y dirigen el flujo de maneras intrincadas. Así como es imposible predecir detalles exactos sobre superficies con montañas y valles, se carece de una descripción exacta del flujo en las áreas urbanas. Porción de aire: A lo largo de la lección, se tratará el concepto de porción de aire. Esta porción, teóricamente infinitesimal, es un cuerpo nítido de aire (un número constante de moléculas) que actúa como un todo. Pero al ser independiente, no se mezcla fácilmente con el aire circundante. El intercambio de calor entre la porción de aire y sus alrededores es mínimo y su temperatura, generalmente uniforme. Una porción de aire es análoga al aire contenido en un globo. Factores de flotabilidad: La temperatura y la presión atmosférica influyen en la flotabilidad de las porciones de aire. Mientras otras condiciones permanecen constantes, la temperatura del aire (un fluido) se eleva a medida que la presión atmosférica aumenta y decrece a medida que esta disminuye. En lo que respecta a la atmósfera, en la cual la presión del aire decrece con una altitud mayor, la temperatura normal de la troposfera disminuye con la altura. Una porción de aire que se vuelve más cálida que el aire circundante (por la irradiación de calor de la superficie terrestre, por ejemplo), comienza a expandirse y enfriarse ya que la temperatura de la porción es mayor que el aire circundante, es también menos densa. Esto hace que la porción se eleve o flote. Al elevarse, también se expande, con lo cual disminuye su presión y, por lo tanto, también su temperatura. El enfriamiento inicial de una porción de aire produce el efecto contrario. Es decir, mientras que el aire cálido se eleva y enfría, el aire frío desciende y se calienta. El grado en el que una porción de aire se eleva o desciende depende de la relación existente entre su temperatura y la del aire circundante. Mientras más alta sea la temperatura de la porción de aire, esta se elevará, mientras más fría, descenderá. Cuando la temperatura de la porción de aire y la del aire circundante son iguales, la porción no se elevará ni descenderá a menos que sea bajo la influencia del flujo del viento. Gradiente vertical de temperatura: El gradiente vertical de temperatura se define como el gradiente en el que la temperatura del aire cambia con la altura. El verdadero gradiente vertical de temperatura de la atmósfera es aproximadamente de 6 a 7 ° C por km (en la troposfera) pero varía mucho según el lugar y la hora del día. Una disminución de temperatura con la altura se define como un gradiente vertical negativo y un aumento de temperatura con la altura como uno positivo. El comportamiento de la atmósfera cuando el aire se desplaza verticalmente depende de la estabilidad atmosférica. Una atmósfera estable resiste la circulación vertical; el aire que se desplaza verticalmente en ella tiende a regresar a su posición inicial. Esta característica de la atmósfera le 19
confiere la capacidad de dispersar los contaminantes emitidos al aire. Para comprender la estabilidad atmosférica y su importancia en la dispersión de la contaminación, es fundamental al entender los mecanismos de la atmósfera porque están relacionados con la circulación atmosférica vertical. Gradiente adiabático seco: Una porción de aire en su mayor parte no intercambia calor traspasando sus fronteras. Por consiguiente, una porción de aire más cálida que el aire circundante no transfiere calor a la atmósfera. Cualquier cambio de temperatura producido en la porción de aire se debe a aumentos o disminuciones de la actividad molecular interna. Estas modificaciones se producen adiabáticamente y se deben sólo al cambio de la presión atmosférica provocado por el movimiento vertical de la porción de aire. Un proceso adiabático es aquel en el que no se produce transferencia de calor ni de masa a través de las fronteras de la porción de aire. En este proceso, la compresión da lugar al calentamiento, y la expansión al enfriamiento. Una porción de aire seco que se eleva en la atmósfera se enfría en el gradiente adiabático seco de 9,8 ° C/1.000 m y presenta un gradiente vertical de -9,8 °C/1.000 m. De manera similar, una porción de aire seco que se hunde en la atmósfera se calienta en el gradiente adiabático seco de 9,8 °C/1.000 m y presenta un gradiente vertical de 9,8 °C/1.000 m. En este contexto, se considera que el aire es seco ya que el agua que contiene permanece en estado gaseoso. El gradiente vertical adiabático seco es fijo, totalmente independiente de la temperatura del aire ambiental. Siempre que una porción de aire seco ascienda en la atmósfera, se enfriará en el gradiente de 9,8 °C/1.000 m, independientemente de cuál haya sido su temperatura inicial o la del aire circundante. Como se verá más adelante, el gradiente vertical adiabático seco es fundamental en la definición de la estabilidad atmosférica. Un diagrama adiabático simple demuestra la relación entre la elevación y la temperatura. Se debe recordar que la pendiente de la línea permanece constante, independientemente de su temperatura inicial en el diagrama. Gradiente vertical adiabático húmedo: Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vapor de agua seguirá enfriándose en el gradiente vertical adiabático seco hasta que alcance su temperatura de condensación o punto de rocío. En este punto, la presión del vapor de agua iguala a la del vapor de saturación del aire y una parte del vapor de agua se comienza a condensar. La condensación libera calor latente en la porción de aire y, por consiguiente, el gradiente de enfriamiento de la porción disminuye. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, no es constante pero depende de la temperatura y la presión. Sin embargo, en la mitad de la troposfera, se estima un gradiente aproximado de 6 a 7 ° C/1.000 m. Gradiente ambiental: Como se dijo anteriormente, el verdadero perfil de la temperatura del aire ambiental muestra el gradiente vertical del ambiente. Este, algunas veces denominado gradiente vertical prevalente o atmosférico, es el resultado de complejas interacciones complejas producidas por factores meteorológicos y generalmente se considera que consiste en una disminución en la temperatura con la altura. Es particularmente importante para la circulación vertical, ya que la temperatura del aire circundante determina el grado en el que una porción de aire se eleva o desciende. El perfil de la temperatura puede variar considerablemente con la altitud; algunas veces puede alcanzar gradientes mayores que el adiabático seco y en otras ocasiones, menores. El
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fenómeno producido cuando la temperatura aumenta con la altitud se conoce como inversión de la temperatura. Altura de mezcla: Recuerde la analogía de la porción de aire con un globo. Hay tres maneras en que el gradiente adiabático influye en la flotabilidad. En cada situación asuma que el globo se infla con aire a 20 °C en el nivel del suelo y luego es impulsado manualmente a una altura de 1 km (por ejemplo, por el viento sobre la cresta de una montaña). El aire del globo se expandirá y enfriará a aproximadamente 10 °C. La elevación o caída del globo debido a la descarga depende de la temperatura y la densidad del aire circundante. En la situación "A", el globo se elevará porque permanece más cálido y menos denso que el aire circundante. En la situación "B", se hundirá porque es más frío y denso. En la situación "C", no se moverá porque tiene la misma temperatura y densidad que el aire circundante. Los mismos principios se aplican para las condiciones reales de la atmósfera cuando una porción de aire se calienta cerca de la superficie y se eleva, y otra desciende para tomar su lugar. La relación entre el gradiente vertical adiabático y el gradiente vertical ambiental debería ser visible entonces. Este último controla el grado en el que una porción de aire puede elevarse o descender. En un diagrama adiabático, el punto en el que la porción de aire que se enfría en el gradiente vertical adiabático seco intersecta la "línea" perfil de la temperatura ambiental se conoce como altura de mezcla. Este es el nivel máximo al que la porción de aire puede ascender. Cuando no se produce ninguna intersección (cuando el gradiente vertical ambiental es mucho mayor que el gradiente vertical adiabático), la altura de mezcla se puede extender a mayores alturas en la atmósfera. El aire que se encuentra debajo de la altura de mezcla conforma la capa de mezclado. Mientras más profunda sea esta capa, mayor será el volumen de aire disponible para la dispersión de los contaminantes. El grado de estabilidad atmosférica se determina a partir de la diferencia de temperatura entre una porción de aire y el aire circundante. Este contraste puede causar el movimiento vertical de la porción (esto es, su elevación o caída). Este movimiento se caracteriza por cuatro condiciones básicas que describen la estabilidad general de la atmósfera. En condiciones estables, el movimiento vertical se inhibe, mientras que en condiciones inestables la porción de aire tiende a moverse continuamente hacia arriba o hacia abajo. Las condiciones neutrales no propician ni inhiben el movimiento del aire después del gradiente de calentamiento o enfriamiento adiabático. Cuando las condiciones son extremadamente estables, el aire frío cercano a la superficie es "entrampado" por una capa de aire cálido sobre este. Esta condición, denominada inversión, prácticamente impide la circulación vertical del aire. Estas condiciones están directamente relacionadas con las concentraciones de contaminantes en el aire ambiental. Condiciones inestables: Recuerde que una porción de aire que empieza a elevarse se enfriará en el gradiente adiabático seco hasta que alcance su punto de rocío, en el que se enfriará en el gradiente adiabático húmedo. Esto supone que la atmósfera circundante tiene un gradiente vertical mayor que el gradiente vertical adiabático (con un enfriamiento a más de 9,8 ° C/1.000 m), de modo que la porción que se eleva seguirá siendo más cálida que el aire circundante. Este es un gradiente superadiabático. La diferencia de temperatura entre el verdadero gradiente vertical de temperatura del ambiente y el gradiente vertical adiabático seco en realidad aumenta con la altura, al igual que la flotabilidad. 21
A medida que el aire se eleva, el aire más frío se mueve por debajo. La superficie terrestre puede hacer que se caliente y empiece a elevarse nuevamente. Bajo estas condiciones, la circulación vertical en ambas direcciones aumenta y se produce una mezcla vertical considerable. El grado de inestabilidad depende de la importancia de las diferencias entre los gradientes verticales ambientales y los adiabáticos secos. Las condiciones inestables más comunes se producen durante los días soleados con vientos de bajas velocidades y fuerte insolación. La Tierra absorbe rápidamente el calor y transfiere parte de este a la capa de aire superficial. Si las propiedades térmicas de la superficie son uniformes, es posible que exista una masa flotante de aire, o numerosas porciones de aire si dichas propiedades varían. Cuando el aire se calienta, se vuelve menos denso que el aire circundante y se eleva. Otra condición que puede conducir a la inestabilidad atmosférica es la producción de ciclones (sistema de presión baja), caracterizados por aire ascendente, nubes y precipitación. Condiciones neutrales: Cuando el gradiente vertical de la temperatura del ambiente es el mismo que el gradiente vertical adiabático seco, la atmósfera se encuentra en estabilidad neutral. Estas condiciones no estimulan ni inhiben el movimiento vertical del aire. La condición neutral es importante porque constituye el límite entre las condiciones estables y las inestables. Se produce durante los días con viento o cuando una capa de nubes impide el calentamiento o enfriamiento fuerte de la superficie terrestre. Condiciones estables: Cuando el gradiente vertical ambiental es menor que el gradiente vertical adiabático (se enfría a menos de 9,8 ° C/1.000 m), el aire es estable y resiste la circulación vertical. Este es un gradiente vertical subadiabático. El aire que se eleva verticalmente permanecerá más frío y, por lo tanto, más denso que el aire circundante. Una vez que se retira la fuerza de elevación, el aire que se elevó regresará a su posición original. Las condiciones estables se producen durante la noche, cuando el viento es escaso o nulo. Estabilidad e inestabilidad condicional: En la discusión previa sobre la estabilidad y la inestabilidad, hemos asumido que una porción de aire ascendente se enfría en el gradiente vertical adiabático seco. Sin embargo, muchas veces la porción de aire se satura (alcanza su punto de rocío) y empieza a enfriarse más lentamente en el gradiente vertical adiabático húmedo. Este cambio en el gradiente de enfriamiento puede modificar las condiciones de estabilidad. La inestabilidad condicional se produce cuando el gradiente vertical ambiental es mayor que el gradiente vertical adiabático húmedo pero menor que el gradiente seco. Las condiciones estables se producen hasta el nivel de condensación y las inestables, sobre este. Inversiones: Una inversión se produce cuando la temperatura del aire aumenta con la altura. Esta situación es muy común pero generalmente está confinada a una capa relativamente superficial. Las plumas emitidas a las capas de aire que experimentan una inversión (capas invertidas) no se dispersan mucho al ser transportadas por el viento. Las plumas emitidas por encima o por debajo de una capa invertida no penetran en ella sino que quedan entrampadas. Por lo general, las altas concentraciones de contaminantes del aire están relacionadas con las inversiones y a que estas inhiben la dispersión de las plumas. Los cuatro tipos de inversión principales se deben a diversas interacciones atmosféricas y presentan diferentes períodos de duración. 22
Inversión por radiación: La inversión por radiación es el tipo más común de inversión superficial y se produce con el enfriamiento acelerado de la superficie terrestre. A medida que la Tierra se enfría, la capa de aire cercana a la superficie también lo hace. Si este aire se enfría a una temperatura menor que la del aire de la capa superior, se vuelve muy estable y la capa de aire cálido impide cualquier movimiento vertical. Las inversiones por radiación generalmente se producen desde las horas finales de la tarde hasta las primeras de la mañana, con el cielo despejado y vientos calmados, cuando el efecto de enfriamiento es mayor. Las mismas condiciones que conducen a las inversiones nocturnas por radiación, determinan la inestabilidad durante el día. Los ciclos de inestabilidad a lo largo del día e inversiones durante la noche son relativamente comunes. Por consiguiente, los efectos de las inversiones por radiación generalmente son de corta duración. Los contaminantes que quedan entrampados debido a las inversiones son dispersados por la vigorosa mezcla vertical producida cuando la inversión se interrumpe después del amanecer. Sin embargo, en algunos casos el calentamiento diario que sigue a una inversión nocturna por radiación puede no ser lo suficientemente fuerte para disminuir la capa de inversión. Por ejemplo, una niebla espesa puede acompañar la inversión y reducir el efecto de la luz solar al día siguiente. En condiciones adecuadas, pueden generarse varios días de inversión por radiación con altas concentraciones de contaminantes. Es muy probable que esta situación ocurra en un valle cerrado, donde el movimiento nocturno descendente del aire frío puede reforzar una inversión por radiación y propiciar la formación de niebla. En los lugares donde las inversiones por radiación son comunes y tienden a estar relativamente cerca de la superficie, las chimeneas altas que emiten contaminantes sobre la capa de inversión pueden ayudar a reducir las concentraciones de estas sustancias en el nivel superficial. Inversión por subsidencia: La inversión por subsidencia generalmente está asociada con los anticiclones (sistemas de alta presión). Se debe recordar que el aire de un anticiclón desciende y fluye hacia afuera con una rotación que sigue la dirección de las agujas del reloj. A medida que el aire desciende, la mayor presión existente en altitudes menores lo comprime y calienta en el gradiente vertical adiabático seco. Por lo general, este calentamiento se produce en un gradiente más acelerado que el gradiente vertical ambiental. Durante el día, la capa de inversión resultante de este proceso con frecuencia se eleva a cientos de metros sobre la superficie. Durante la noche, la base de una inversión por subsidencia generalmente desciende, quizás hasta llegar al suelo, debido al enfriamiento del aire superficial. En efecto, los días despejados y sin nubes característicos de los anticiclones propician las inversiones por radiación, de modo que se puede producir una inversión superficial durante la noche y una elevada durante el día. Si bien la capa de mezcla que se encuentra debajo de la inversión puede variar diariamente, nunca será muy profunda. A diferencia de las que se producen por radiación, las inversiones por subsidencia tienen una duración relativamente larga. Esto se debe a su relación tanto con los anticiclones semipermanentes centrados en cada océano como con los anticiclones migratorios de movimiento lento. Cuando un anticiclón se estanca, los contaminantes emitidos dentro de la capa de mezcla no se pueden diluir. Como resultado, es probable que las concentraciones de contaminantes se eleven 23
durante algunos días. Los casos más graves de contaminación del aire en Estados Unidos se han producido o bien por un anticiclón migratorio estancado (por ejemplo, el de Nueva York en noviembre de 1966 y el de Pensilvania en octubre de 1948) o bien en el límite este del anticiclón semipermanente del Pacífico (Los Ángeles). Inversión frontal: Anteriormente se menciona sobre el entrampamiento frontal, la inversión relacionada tanto con los frentes fríos como con los cálidos. En el avance de cada frente, el aire cálido desplaza al frío, de modo que se produce una circulación vertical mínima en la capa de aire frío más cercana a la superficie. La fuerza de la inversión depende de la diferencia de temperatura entre las dos masas de aire. Como los frentes se mueven horizontalmente, los efectos de la inversión generalmente duran poco y la falta de movimiento vertical suele compensarse con los vientos relacionados con el paso frontal. Sin embargo, cuando los frentes se vuelven estacionarios, las condiciones de inversión pueden prolongarse. Inversiones por advección : Las inversiones por advección están relacionadas con el flujo horizontal del aire cálido. Cuando este se mueve sobre una superficie fría, los procesos de conducción y convección enfrían el aire más cercano a la superficie y conducen a una inversión basada en la superficie. Este tipo de inversión es más común durante el invierno, cuando el aire cálido 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 parte superior de una capa de aire frío. Este tipo de inversión es común en las pendientes del este de las cordilleras, donde el aire cálido del oeste desplaza al aire frío del este. Este tipo de inversiones es muy común en Denver. Ambos tipos de inversiones son verticalmente estables pero pueden presentar vientos fuertes bajo la capa de inversión. Estabilidad y comportamiento de la pluma: El grado de estabilidad atmosférica y la altura de mezcla resultante tienen un importante efecto en las concentraciones de contaminantes en el aire ambiental. Si bien en la discusión sobre la mezcla vertical no hemos abordado el movimiento horizontal del aire, o el viento, es importante saber que este se produce bajo condiciones de inversión. Los contaminantes que no se pueden dispersar hacia arriba lo pueden hacer horizontalmente a través de los vientos superficiales. La combinación de los movimientos verticales y horizontales del aire influye en el comportamiento de las plumas de fuentes puntuales (chimeneas). Más adelante se revisa más detalladamente la dispersión de las plumas. Sin embargo, en esta lección se describirán los diversos tipos de plumas característicos de diferentes condiciones de estabilidad. La pluma de espiral se produce en condiciones muy inestables debido a la turbulencia causada por el acelerado giro del aire. Mientras las condiciones inestables generalmente son favorables para la dispersión de los contaminantes, algunas veces se pueden producir altas concentraciones momentáneas en el nivel del suelo si los espirales de la pluma se mueven hacia la superficie. La pluma de abanico se produce en condiciones estables. El gradiente de inversión inhibe el movimiento vertical sin impedir el horizontal y la pluma se puede extender por varios kilómetros a sotavento de la fuente. Las plumas de abanico ocurren con frecuencia en las primeras horas de la mañana durante una inversión por radiación.
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La pluma de cono es característica de las condiciones neutrales o ligeramente estables. Este tipo de plumas tiene mayor probabilidad de producirse en días nubosos o soleados, entre la interrupción de una inversión por radiación y el desarrollo de condiciones diurnas inestables. Obviamente, un problema importante para la dispersión de los contaminantes es la presencia de una capa de inversión, que actúa como una barrera para la mezcla vertical. Durante una inversión, la altura de una chimenea en relación con la de una capa de inversión muchas veces puede influir en la concentración de los contaminantes en el nivel del suelo. Cuando las condiciones son inestables sobre una inversión la descarga de una pluma sobre esta da lugar a una dispersión efectiva sin concentraciones notorias en el nivel del suelo alrededor de la fuente. Esta condición se conoce como flotación. Si la pluma se libera justo debajo de una capa de inversión, es probable que se desarrolle una grave situación de contaminación del aire. Ya que el suelo se calienta durante la mañana, el aire que se encuentra debajo de la mencionada capa se vuelve inestable. Cuando la inestabilidad alcanza el nivel de la pluma entrampada bajo la capa de inversión, los contaminantes se pueden transportar rápidamente hacia abajo hasta llegar al suelo. Este fenómeno se conoce como fumigación. Las concentraciones de contaminantes en el nivel del suelo pueden ser muy altas cuando se produce la fumigación. Esta se puede prevenir si las chimeneas son suficientemente altas. Hasta este punto, hemos desarrollado las condiciones y eventos meteorológicos básicos que influyen en el movimiento y la dispersión de los contaminantes del aire en la atmósfera. En la lección 6, se explicará más detalladamente el comportamiento de los contaminantes alrededor de fuentes puntuales, y en la siguiente lección, se abordarán los instrumentos empleados en la medición meteorológica. Velocidad del viento: Si bien el viento es una cantidad vectorial y se puede considerar una variable primaria por naturaleza, por lo general en velocidad (la magnitud del vector) y dirección (la orientación del vector) se consideran variables independientes. La velocidad del viento determina la cantidad de dilución inicial que experimenta una pluma. Por lo tanto, la concentración de contaminantes en una pluma está directamente relacionada con la velocidad del viento. Esta también influye en la altura de la elevación de la pluma después de ser emitida. A medida que la velocidad del viento aumenta, la elevación de la pluma disminuye al ser deformada por el viento. Esto hace que disminuya la altura de la pluma, que se mantiene más cerca del suelo y puede causar un impacto a distancias más cortas a sotavento. Por lo general, la velocidad del viento se usa junto con otras variables para derivar las categorías de la estabilidad atmosférica usadas en las aplicaciones de los modelos de la calidad del aire. Los dos principales tipos de instrumentos usados para medir la velocidad del viento son el anemómetro rotativo de cubeta y el anemómetro de hélice. Ambos tipos de anemómetros constan de dos subconjuntos; el sensor y el transductor. El sensor es el dispositivo que rota por acción de la fuerza del viento. El transductor es el que genera la señal que se grabará. Un paquete completo de instrumentos también puede incluir un sistema electrónico para captar y grabar las señales electrónicas que genera el transductor. Por ejemplo, es probable que se necesite acondicionar la señal de modo que produzca una 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 registrada y/o grabada a través de grabadores y registradores. Anemómetros rotativos de cubetas: El anemómetro rotativo de cubetas generalmente consta de tres cubetas cónicas o hemisféricas montadas simétricamente sobre un eje vertical de rotación. La tasa de rotación de las cubetas generalmente es lineal sobre el rango normal de medidas, con una velocidad lineal del viento de aproximadamente 2 a 3 veces la velocidad lineal de un punto en el centro de una cubeta, según sea su ensamblaje. Anemómetros con paletas de orientación y hélices con montura fija: El anemómetro con paletas de orientación consta generalmente de una hélice de dos, tres o cuatro paletas radiales que rota sobre un eje de giro horizontal frente al viento. Existen varios anemómetros de hélice que emplean moldes ligeros de plástico o de espuma de poliestireno para que las paletas de la hélice alcancen 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 la dirección) del viento horizontal se usan hélices ortogonales de montura. Para determinar el componente vertical del viento, se puede emplear una tercera hélice con una montura fija que gira sobre un eje vertical. Transductores de velocidad del viento: Existen varios mecanismos para convertir la tasa de rotación 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, del grado de sensibilidad requerido y del tipo de registro o lectura de datos que se necesita. Los cuatro transductores más utilizados son: el generador DC, el AC, el contacto eléctrico y el rayo luminoso interrumpido. 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 bajos niveles umbrales al inicio como los anemómetros que emplean generadores DC miniaturizados. Los transductores con generadores AC eliminan la fricción de la escobilla pero se debe diseñar cuidadosamente el circuito de acondicionamiento de la señal para evitar la alteración de las oscilaciones 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 continuo del viento) en lugar de velocidades instantáneas, y se pueden emplear para determinar la velocidad promedio del viento en un determinado período. En general, no se recomienda usar estos dispositivos en los estudios sobre dispersión de contaminantes del aire. El transductor de rayo luminoso interrumpido (troceador de luz) generalmente se usa en aplicaciones de calidad del aire porque 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. El ensamblaje de la cubeta o hélice hace rotar el eje o disco ranurado, con lo que crea un pulso cada vez 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 a través de un acondicionador de señal y convertirse en una señal analógica para diversos dispositivos de registro, tales como el registrador continuo de banda de papel o de multipuntos, o de un convertidor analógico digital (A/D) a un registro digital con microprocesador. Varios registradores modernos 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 un programa de monitoreo debe incluir el registro y el procesamiento de datos. Dirección del viento: Por lo general, la dirección del viento se define como la orientación del vector del viento en la horizontal. Para propósitos meteorológicos, la dirección del viento se define como la dirección desde la cual sopla el viento, y se mide en grados en la dirección de las agujas del reloj a partir del norte verdadero. Por ejemplo, un viento del oeste sopla del oeste, a 270° del norte. Un viento del norte sopla desde una dirección de 360°. La dirección del viento determina la del transporte de una pluma emitida. Paletas de viento: El instrumento más común para medir la dirección del viento es la paleta de viento. Las paletas de viento señalan la dirección desde la cual este sopla. Pueden ser de formas y tamaños 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 debe tener cuidado al seleccionar un sensor a fin de asegurar una durabilidad y sensibilidad adecuadas para una determinada aplicación. Los componentes horizontales (azimuth) y verticales (elevación) de la dirección del viento se pueden medir con una paleta bidireccional. Por lo general, esta paleta consta de una aleta anular y dos aletas planas perpendiculares entre sí, contrapesadas y montadas sobre un cardán de modo que cada una puede rotar libremente, tanto en sentido horizontal como vertical. Anemómetros de hélice con montura fija: Otro método para medir la dirección horizontal y/o vertical 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 de los componentes ortogonales de la velocidad del viento. La velocidad vertical también puede ser medida al agregar una tercera hélice montada verticalmente. Este dispositivo generalmente se conoce como anemómetro UVW. Transductores de dirección del viento: Muchos transductores del tipo conmutador simple se valen del contacto del cepillo para dividir la dirección del viento en 8 ó 16 sectores del compás. Sin embargo, para el estudio de la calidad del aire es mejor usar transductores que provean al menos una 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 el potenciómetro. El voltaje del potenciómetro varía directamente con la dirección del viento. Un potenciómetro es un resistor variable. Cuando la dirección del viento cambia, el eje de la paleta del viento se mueve y hace que la resistencia del potenciómetro varíe. Esta modificación está directamente relacionada con la dirección del viento. Ubicación y exposición de los instrumentos de medición del viento: Para obtener datos meteorológicos representativos en los estudios sobre la contaminación del aire es clave la ubicación adecuada de los instrumentos. Estos se deben colocar lejos de obstrucciones que puedan influir en las mediciones. No se debe permitir que consideraciones secundarias, como la accesibilidad y la seguridad, 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 sobre el suelo. El terreno abierto se define como una área donde la distancia entre el instrumento y cualquier 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 que se requieran mediciones adicionales del viento en mayores elevaciones. Se deberían establecer alturas adecuadas de medición a partir de cada caso y según la aplicación. Se recomienda, en lo posible, colocar los instrumentos de viento sobre una torre de rejas. Además, se deben ubicar en la parte superior de esta o, si están en un lado de la torre, se deben ubicar en botavaras a una distancia de al menos dos veces el diámetro/diagonal de la torre, extendidas hacia afuera en dirección del viento prevalente. Para los estudios de contaminación del aire son útiles tanto la temperatura del aire ambiental en un solo nivel (generalmente 1,5 a 2 m sobre el suelo) como la diferencia de temperatura entre dos niveles (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 se basan en: (1) la expansión térmica, (2) el cambio de resistencia y (3) las propiedades termoeléctricas de diversas sustancias como una función de la temperatura. Los termómetros de mercurio y alcohol son ejemplos comunes de sensores de expansión térmica. Sin embargo, su valor es limitado en redes de monitoreo in situ o remotas debido a que no tienen la capacidad de registrar datos automatizados. Un tipo de sensor común en los programas de medición meteorológica in situ es el detector de temperatura 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 dos metales son los más usados porque su resistencia muestra un aumento rigurosamente lineal con el incremento 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 termistor arroja un cambio de resistencia con la temperatura mayor que el DTR. Como la relación entre la resistencia y la temperatura para un termistor no es lineal, estos sistemas generalmente están diseñados para usar una combinación de dos o más termistores y resistores fijos que permitan obtener 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 dos metales diferentes y depende de la temperatura. La instalación de tales sensores, llamados termopares, exige requerimientos especiales para evitar corrientes de inducción de fuentes cercanas de corriente alterna que podrían ocasionar errores en la medición. Los termopares también son susceptibles al voltaje espurio causado por la humedad. Por estas razones, su uso es limitado en las mediciones rutinarias de campo. Diferencia de temperatura: Los requisitos básicos de los sensores destinados a medir la diferencia de la temperatura vertical son fundamentalmente iguales para todas las mediciones de temperatura ambiental. Sin embargo, para lograr una medición con la exactitud deseada se requieren sensores acoplados y una calibración cuidadosa.
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Ubicación y exposición de los instrumentos para medir la temperatura y la diferencia de temperatura: La temperatura del aire ambiental (superficial) se debe medir a una altura de 2 m. La altura estándar para medir la diferencia de temperatura es 2 y 10 m. Si los niveles de emisión s on considerables, puede ser apropiado efectuar mediciones adicionales de la temperatura en elevaciones más altas. Estas elevaciones estarían determinadas según el caso y la aplicación. El sensor de la temperatura se debe ubicar en una área abierta, plana y bien ventilada de al menos 9 m de diámetro. Además, los sensores de temperatura se deben colocar a una distancia de al menos cuatro 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 y estar lejos de áreas con agua estancada. Los instrumentos deben estar blindados para protegerlos de la radiación térmica y bien ventilados con sistemas apropiados. Radiación solar: La radiación solar está relacionada con la estabilidad de la atmósfera. Los datos sobre 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 se usan 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 piranómetro mide la radiación directa y difusa sobre una superficie horizontal. Consta de un pequeño disco plano con sectores pintados alternativamente de blanco y negro. Cuando el aparato es expuesto a la radiación solar, los sectores negros se vuelven más cálidos que los blancos. Esta diferencia de temperatura se puede detectar electrónicamente. Se produce un voltaje eléctrico proporcional a la radiación solar incidente. Se instala una cúpula de vidrio óptico estándar sobre el disco que es transparente a longitudes de onda que oscilan aproximadamente entre 280 y 2.800 nm. Algunos piranómetros 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 radiación ascendente (solar) y la descendente (terrestre), a través de una superficie horizontal. La aplicación básica de un radiómetro neto es determinar la radiación diurna y nocturna como un indicador de la estabilidad. Sin embargo, las categorías de estabilidad nocturnas generalmente usadas en los estudios de contaminación del aire se basan exclusivamente en la velocidad del viento y en el aspecto del cielo. Ubicación y exposición de los instrumentos para medir la radiación solar: Los piranómetros usados para medir la radiación incidente (solar) se deben colocar en áreas abiertas con una amplia vista del cielo hacia todas las direcciones y durante todas las estaciones. Deben localizarse en puntos donde no se produzcan obstrucciones que proyecten una sombra sobre el sensor en cualquier momento. Además, se debe evitar colocarlos cerca de paredes de colores claros y fuentes artificiales de radiación. La altura del sensor no es un factor determinante para los piranómetros. Una ubicación recomendable es sobre una plataforma elevada. Los radiómetros netos se deben colocar aproximadamente a 1 m sobre el nivel del suelo. El subsuelo que está bajo el instrumento debe ser representativo del área general. También se deben colocar radiómetros netos para evitar obstrucciones en el campo de vista tanto ascendente como descendente.
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Altura de mezcla: La profundidad vertical de la atmósfera donde se produce el mezclado se denomina capa de mezcla. La parte superior de esta capa se conoce como altura de mezcla. Esta determina 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 la dispersión vertical de los contaminantes. Si bien las alturas de mezcla generalmente no se miden directamente, es posible obtener cálculos aproximados a partir de las mediciones meteorológicas rutinarias. Por lo general, las alturas de mezclado producidas por la mañana y por la tarde se estiman a partir de los perfiles tanto de temperatura vertical tomados a la salida y puesta del sol, como de temperatura 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, globos generalmente llenos de hidrógeno o helio). Para los modelos de la calidad del aire, las alturas de mezcla 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 del sonido]) y radar perfilador de vientos Doppler están adquiriendo importancia como herramientas eficaces para efectuar mediciones remotas de variables meteorológicas en alturas que alcanzan varios cientos de metros sobre la superficie. Un SODAR transmite un fuerte pulso acústico a la atmósfera y capta la parte del pulso que se expande y regresa. Un radar perfilador de vientos usa principios de operación semipares al SODAR, pero en vez de trasmitir pulsos acústicos, se trasmite pulsos electromagnéticos. Se observa un creciente interés en el uso del SODAR y del radar perfilador de vientos para el desarrollo de bases de datos meteorológicos requeridas como aporte para 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 variables meteorológicas adecuadas, que son representativas de las condiciones de dispersión atmosférica en una determinada ubicación. Así mismo, es importante asegurar un desempeño adecuado del monitoreo para la obtención de datos representativos. La exactitud y las características de las respuestas de los sistemas de monitoreo meteorológico son factores importantes para definir el desempeño del sistema. Exactitud del sistema: La exactitud del sistema es el monto en que una variable medida se desvía de un valor aceptado como válido o estándar. La exactitud se puede concebir para un componente individual o para el sistema general. Por ejemplo, la exactitud general de un sistema de medición del viento 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 de monitoreo meteorológico destinados a aplicaciones de estudios de calidad del aire. Están establecidos en función de los valores de exactitud del sistema general, ya que los datos usados en los análisis de calidad del aire son los del sistema de medición. El cuadro siguiente también incluye las resoluciones recomendadas de medición; es decir, los aumentos mínimos visibles. Estas resoluciones 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 se pueden aplicar al sistema primario de medición (el más recomendable es uno digital basado en un microprocesador). 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 de estos sistemas deben ser adecuadas para mantener los valores recomendados de exactitud. Cuadro: Valores de exactitud y resoluciones recomendadas para el sistema Variable meteorológica Velocidad del viento Dirección del viento Temperatura ambiental Diferencia de la temperatura vertical Radiación solar Tiempo
Exactitud de la variable ± (0,2 m/s + 5% del observado) ± 5 grados ± 0,5 °C ± 0,1 °C ± 5% del observado o W/m2* ± 5 minutos
Resolución de la medición 0,1 m/s 1 grado 0,1 °C 0,02 °C 10 W/m2
*El que sea mayor Fuente: U.S. EPA 1987 (revisado en febrero de 1993). Características de las respuestas de los sensores meteorológicos in situ: Las características de las respuestas ayudan a definir la velocidad con la que un instrumento responderá a los cambios de las variables meteorológicas. Es necesario conocer algunas características de las respuestas de los sensores meteorológicos propuestos para los programas de monitoreo in situ a fin de garantizar que los datos recolectados sean apropiados para la aplicación deseada. Las siguientes definiciones se aplican para términos generalmente relacionados con las características de respuesta del instrumento y las propiedades inherentes a los sensores meteorológicos: Calma - Cualquier velocidad promedio del viento por debajo del nivel umbral de inicio de la velocidad del viento o del sensor de dirección, el que sea mayor. Razón de amortiguamiento - El movimiento de una paleta de viento es una oscilación amortiguada y la razón en la que disminuye la amplitud de las oscilaciones sucesivas es independiente de la velocidad del viento. La razón de amortiguamiento es la razón de la oscilación real y la oscilación crítica, 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 tal que 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 el fluido requerido para causar una respuesta a un determinado cambio en la velocidad del viento. La constante 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, dentro del cual muchas veces se especifica la exactitud. Nivel umbral (velocidad inicial) - La velocidad del viento a la que un anemómetro o paleta empieza a trabajar según sus especificaciones. Constante de tiempo - Período requerido para obtener la respuesta de un sensor a un determinado cambio en el parámetro que mide. El cuadro siguiente enumera las características recomendadas para las respuestas de los sensores con miras a aplicarlas en modelos de regulación. Cuadro: Características recomendadas de las respuestas para los sensores meteorológicos Variables Especificaciones del sensor meteorológicas Velocidad del viento Velocidad inicial < 0,5 m/s Constante de la distancia < 5 m Dirección del viento Velocidad inicial < 0,5 m/s Razón de amortiguamiento 0,4 a 0,7 Distancia de retardo < 5 m Temperatura Constante de tiempo < 1 min Diferencia de Constante de tiempo < 1 min temperatura Radiación solar Constante de tiempo ~ 5 segundos Rango de la temperatura de operación -20 °C a +40 °C en un valor específico de exactitud Aseguramiento y control de calidad de los instrumentos metereológicos: El aseguramiento de la calidad (AC) aplicado al monitoreo meteorológico abarca tanto "el sistema de actividades destinado a proporcionar un producto de calidad" (control tradicional de la calidad) como "el sistema de actividades destinado a proporcionar el aseguramiento del desempeño adecuado del sistema de control de calidad" (aseguramiento tradicional de la calidad) (Finkelstein, P.L. y otros, 1983). La primera de estas funciones de control de calidad (CC) consiste en aquellas actividades realizadas directamente por los operadores del equipo con los instrumentos; por ejemplo, el mantenimiento preventivo, las calibraciones, etc. La finalidad del segundo grupo de actividades es manejar la calidad de los datos y tomar las medidas correctivas necesarias para asegurar que se cumplan los requerimientos correspondientes.Los planes oficiales para el aseguramiento de la calidad se deben presentar en un documento llamado "Plan AC". Este documento enumera todos los procedimientos necesarios relacionados con la calidad e indica la frecuencia con la que se deben llevar a cabo. Es imprescindible elaborar y seguir un plan AC para asegurar la obtención de datos representativos de buena calidad. Un plan AC debe contener la siguiente información: 32
Responsabilidades del personal del proyecto: responsabilidades del personal que realiza tareas relacionadas con la calidad de los datos. Procedimientos para el informe de datos: breve descripción de cómo se producen los datos y cómo 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 los datos para probar su validez, cómo se debe llevar a cabo el proceso de validación y el tratamiento de datos calificados como cuestionables o no válidos. Procedimientos de auditoría: descripción de qué auditorías se deben llevar a cabo, con qué frecuencia, y detalle de un procedimiento de auditoría (con referencia a procedimientos que involucren documentos, cuando sea posible). Además, supone una descripción de s istemas 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 calibración de cada uno de los sensores o instrumentos que se utilizan. Es necesario definir tanto las calibraciones 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 de mantenimiento preventivo y de la frecuencia con que se deben ejercer. No sólo incluye la inspección rutinaria del equipo y la reposición de repuestos, sino también texto de funciones que se realizan en equipo. Informes de calidad: cronograma y contenido de informes presentados a la administración que describen el estado del programa de aseguramiento de la calidad. Este programa incluye la implementación de todas las funciones especificadas en el plan AC. Esta implementación involucra al personal de todos los niveles de la organización. Los técnicos que operan con el equipo deben llevar a cabo un mantenimiento preventivo y verificaciones de CC en los sistemas de mediciones que están bajo su responsabilidad. Deben realizar calibraciones y, cuando se requiera, participar en auditorías internas de estaciones operadas por otros técnicos. Estos supervisores inmediatos deben verificar la ejecución de todas las tareas de AC y revisar los apuntes y cuadros de control para asegurar la corrección de los problemas potenciales antes de que se produzca una pérdida de datos importantes. Elevación de la pluma: Los gases emitidos por las chimeneas muchas veces son impulsados por abanicos. A medida que los gases de escape turbulentos son emitidos por la pluma, se mezclan con el aire del ambiente. Esta mezcla del aire ambiental en la pluma se denomina arrastre. Durante el arrastre en el aire, la pluma aumenta su diámetro mientras viaja a sotavento. Al entrar en la atmósfera, estos gases tienen un momentum. Muchas veces se calientan y se vuelven más cálidos que el aire externo. En estos casos, los gases emitidos son menos densos que el aire exterior y, por lo tanto, flotantes. La combinación del momentum y la flotabilidad de los gases hace que estos se eleven. Este fenómeno, conocido como elevación de la pluma, permite que los contaminantes emitidos al aire en esta corriente de gas se eleven a una altura mayor en la atmósfera. Al estar en una capa atmosférica más alta y más alejada del suelo, la pluma experimentará una mayor dispersión antes de llegar a este. 33
La altura final de la pluma, conocida como altura efectiva de chimenea (H), es la suma de la altura física 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 el borde superior o inferior de esta (figura 6-1). La elevación de la pluma depende de las características físicas de la chimenea y del efluente (gas de chimenea). La diferencia de temperatura entre el gas de la chimenea (Ts) y el aire ambiental (Ta) determina la densidad de la pluma, que influye en su elevación. Además, la velocidad de los gases de la chimenea, que es una función del diámetro de la chimenea y de la tasa volumétrica del flujo de los gases de escape, determina el momentum de la pluma. Momentum y flotabilidad: La condición de la atmósfera, incluidos los vientos y el perfil de la temperatura a lo largo del recorrido de la pluma, determinará en gran medida la elevación de la pluma. 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 elevación de la pluma en la atmósfera. Este momentum conduce el efluente hacia el exterior de la chimenea a un punto en el que las condiciones atmosféricas empiezan a afectar a la pluma. Una vez emitida, la velocidad inicial de la pluma disminuye rápidamente debido al arrastre producido cuando adquiere un 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 aumenta con la distancia sobre la superficie de la Tierra. A medida que la pluma continúa elevándose, los vientos más fuertes hacen que se incline aún más. Este proceso persiste hasta que la pluma parece horizontal al suelo. El punto donde la pluma parece llana puede ser una distancia considerable de la chimenea a sotavento. La velocidad del viento es importante para impulsar la pluma. Mientras más fuerte, más rápido será el serpenteo de la pluma. La elevación de la pluma causada por su flotabilidad es una función de la diferencia de temperatura entre la pluma y la atmósfera circundante. En una atmósfera inestable, la flotabilidad de la pluma aumenta a medida que se eleva, lo cual hace que se incremente la altura final de la pluma. En una atmósfera estable, la flotabilidad de la pluma disminuye a medida que se eleva. Por último, en una atmósfera neutral, permanece constante. La pluma pierde flotabilidad a través del mismo mecanismo que la hace serpentear, el viento. La mezcla 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 se eleva muy alto sobre la chimenea. Efectos de la fuente en la elevación de la pluma: Debido a la configuración de la chimenea o a los edificios adyacentes, es posible que la pluma no se eleve libremente en la atmósfera. Algunos efectos aerodinámicos causados por el modo en el que se mueve el viento alrededor de los edificios adyacentes y de la chimenea pueden impulsar a la pluma hacia el suelo en lugar de permitir que se eleve en la atmósfera. El flujo descendente de la chimenea puede producirse cuando la razón entre la velocidad de salida de 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 34
los contaminantes disminuye, lo que puede determinar concentraciones elevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente. A medida que el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios y otras estructuras, se forman olas turbulentas. Según la altura de descarga de una pluma (altura de la chimenea), es probable que esta sea arrastrada hacia abajo en esta área de la estela. Esto se conoce como flujo descendente aerodinámico o entre edificios de la pluma y puede conducir a concentraciones elevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente. Estimados de dispersión: Como se mencionó en la sección anterior, las fórmulas de la elevación de la pluma se usan para determinar la línea imaginaria de esta. Si bien la concentración máxima de la pluma existe en esta línea central, las fórmulas mencionadas no permiten obtener información sobre cómo varían las concentraciones de contaminantes fuera de esta línea central. Se deberán efectuar, 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 de calidad del aire. Estos estimados generalmente son válidos para la capa de la atmósfera más cercana al suelo, donde se producen cambios frecuentes de la temperatura y de la distribución de los 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 mencionados anteriormente deben incluir estos parámetros. Modelos de dispersión de calidad de aire: Los modelos de dispersión de calidad del aire consisten en 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 modelos incluyen los estimados de dispersión mencionados anteriormente y las diferentes condiciones meteorológicas, incluidos los factores relacionados con la temperatura, la velocidad del viento, la estabilidad y la topografía. Existen cuatro tipos genéricos de modelos: gausiano, numérico, estadístico y físico. Los modelos gausianos emplean la ecuación de distribución gausiana (véase la discusión sobre distribución gausiana a continuación) y son ampliamente usados para estimar el impacto de contaminantes no reactivos. En el caso de fuentes de áreas urbanas que presentan contaminantes reactivos, los modelos numéricos son más apropiados que los gausianos pero requieren una información extremadamente detallada sobre la fuente y los contaminantes, y no se usan mucho. Los modelos estadísticos se emplean cuando la información científica sobre los procesos químicos y físicos de una fuente están incompletos o son vagos. Por último, están los modelos físicos, que requieren estudios de modelos del fluido o en túneles aerodinámicos del viento. La adopción de este enfoque implica la elaboración de modelos en escala y la observación del 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, flujos descendentes de la chimenea, y edificios altos, esta puede ser la mejor opción. La selección de un modelo de calidad del aire depende del tipo de contaminantes emitidos, de la complejidad de la fuente y del tipo de topografía que rodea la instalación. Algunos contaminantes se forman a partir de la combinación de contaminantes precursores. Por ejemplo, el ozono en el nivel del suelo se forma cuando los compuestos orgánicos volátiles (COV) y los óxidos de nitrógeno (NOx) 35
actúan bajo la acción de la luz solar. Los modelos para predecir las concentraciones de ozono en el nivel del suelo emplearían la tasa de emisión de COV y NOx como datos de entrada. Además, algunos contaminantes reaccionan fácilmente una vez que son emitidos en la atmósfera. Estas reacciones reducen las concentraciones y puede ser necesario considerarlas en el modelo. La complejidad de la fuente también desempeña un papel en la selección. Algunos contaminantes y pueden ser emitidos desde chimeneas bajas sujetas a flujos descendentes aerodinámicos. Si este es el caso, se debe emplear un modelo que considere el fenómeno. En la dispersión de las plumas y los contaminantes, la topografía es un factor importante que debe ser considerado al seleccionar un modelo. Las plumas elevadas pueden tener un impacto en áreas de terrenos altos. Las alturas de este tipo de terrenos pueden experimentar mayores concentraciones de contaminantes debido a que se 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 de distribución gausiana emplea cálculos relativamente simples, que sólo requieren dos parámetros de dispersión ( y ) para identificar la variación de las concentraciones de contaminantes que se encuentran lejos del centro de la pluma, D.B. Turner, 1970. Esta ecuación determina las concentraciones de contaminantes en el nivel del suelo sobre la base de las variables atmosféricas de tiempo promedio (por ejemplo, la temperatura y la velocidad del viento). Por lo tanto, no es posible obtener un "cuadro" instantáneo de las concentraciones de la pluma. Sin embargo, cuando se emplean promedios de tiempo de diez minutos a una hora para estimar las variables atmosféricas de tiempo promedio necesarias en la ecuación, se puede asumir que las concentraciones de contaminantes en la pluma están distribuidas normalmente. Modelos de sondeo: Para lugares ubicados a sotavento de la fuente en terrenos relativamente planos, las concentraciones de contaminantes se pueden determinar por medio de la ecuación gausiana de distribución u otra similar. Sin embargo, el uso de modelos computarizados para la dispersión atmosférica simplifica mucho más los cálculos de la concentración de contaminantes y permite 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 de concentración de contaminantes que se producirá debido a una determinada fuente. Consiste en modelos simples que emplean técnicas y suposiciones de estimación relativamente sencillas. Por consiguiente, los resultados son conservadores, e indican que si se ejecuta un modelo refinado, los estimados de la concentración de contaminantes no deberán ser mayores. El modelado de sondeo generalmente se realiza en primer término, con vistas a eliminar cualquier fuente que implicará un problema para la calidad del aire, o no contribuirá con esta. En los análisis de modelado refinado, no es 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 en cálculos más analíticos y complejos. Requiere información más detallada sobre la fuente, las condiciones meteorológicas y el terreno, así como mejor número de datos de entrada. Mientras que los modelos de sondeo asumen el "peor de los casos" para las condiciones meteorológicas y presupuestos 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 36
detallada en el modelo, se pueden obtener estimados más exactos y descriptivos sobre la concentración de los contaminantes para las áreas que rodean a la fuente. Transporte de largo alcance: Los modelos gausianos se consideran exactos para determinar las concentraciones de contaminantes hasta una distancia de 50 km de la fuente. Sin embargo, debido a diversas 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 se remueven rápidamente de la atmósfera, pueden ser transportados a distancias lejanas. Los modelos climáticos de gran escala y las variables atmosféricas tales como la luz solar y la precipitación pueden afectar el transporte de estos contaminantes. Las técnicas computarizadas para el análisis de trayectorias generalmente se usan para analizar el transporte y la transformación de estas sustancias. Estas técnicas consideran el flujo de una porción de aire contaminado. Glosario: Advección Transferencia de calor debida al movimiento horizontal de un flujo tal como el aire o el agua. Albedo Fracción o porcentaje de energía solar incidente que refleja una superficie en el espacio. Las diferentes superficies tienen diferentes valores albedo. Altura de mezcla Altura máxima a la cual una porción de aire puede ascender. En un diagrama adiabático, punto en el cual el gradiente vertical adiabático de la porción de aire se intersecta con el gradiente vertical ambiental. Altura efectiva de la chimenea Suma de la altura física de la chimenea y la elevación de la pluma. Anemómetro Instrumento utilizado para medir la velocidad del viento. Los dos tipos principales de anemómetros son los rotativos de cubeta y los de hélice. Anticiclón Sistema de alta presión. Los vientos superficiales fluyen en movimiento contrario a la dirección de las agujas del reloj alrededor de los anticiclones en el hemisferio sur. Arrastre Mezcla de aire ambiental en la pluma. Balance térmico Se refiere al hecho de que cada año la Tierra y su atmósfera, en conjunto, descargan al espacio exterior tanta cantidad de energía como la que reciben. De otro modo, la temperatura promedio de la Tierra y su atmósfera cambiaría significativamente.
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Calentamiento diferencial Propiedad de las diferentes superficies que hace que se calienten y se enfríen a tasas distintas. Calentamiento global Véase efecto invernadero. Capa de mezcla Volumen de aire por debajo de la altura de mezcla. El tamaño de la capa de mezcla determina cuánta contaminación puede ser descargada en el aire sin causar efectos nocivos. Capa límite atmosférica Véase capa límite planetaria. Capa límite planetaria Sección de la atmósfera más cercana a la superficie terrestre (generalmente a altitudes cercanas a 500-1.000 m) donde la fricción influye en el viento (también se le denomina capa límite atmosférica). Característica de las respuestas Características que ayudan a definir la velocidad con la que un instrumento responderá a los cambios de las variables meteorológicas (es decir, intervalo de operación, velocidad umbral inicial, etc.). Ciclón Sistema de baja presión. Los vientos superficiales fluyen en la dirección de las agujas del reloj alrededor de los ciclones en el hemisferio Sur. Clases de estabilidad Pasquill-Gifford Las seis clases que caracterizan los diferentes niveles de estabilidad atmosférica usados para estimar los parámetros de dispersión horizontal y vertical que serán ingresados en la ecuación de distribución gausiana. Conducción Proceso mediante el cual el calor se transfiere a través de la materia sin que se produzca la transferencia de la materia misma. Constante solar Cantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular a los rayos del sol, ubicado fuera de la atmósfera terrestre, en la distancia media entre la Tierra y el sol. Convección Transferencia de calor producida por el movimiento masivo de un fluido tal como el aire o el agua. Corriente a chorro Bandas estrechas de vientos de alta velocidad que generalmente se encuentran entre 7 y 12 km por encima de la Tierra. Estos vientos de gran altitud ayudan a dirigir los sistemas superficiales de clima.
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Detector de temperatura por resistencia Tipo de sensor común de temperatura utilizado en programas de medición meteorológica in situ que opera sobre el principio de que la resistencia de ciertos metales (generalmente, platino o cobre) varía con la temperatura. Doppler SODAR Sistema utilizado para la medición remota de variables meteorológicas en alturas que alcanzan varios metros sobre la superficie. Un SODAR transmite un fuerte pulso acústico a la atmósfera y capta la parte del pulso que se expande y regresa. Efecto invernadero Capacidad de la atmósfera (nubes, vapor de agua y en un menor grado, gases atmosféricos tales como dióxido de carbono) para absorber la radiación de onda más larga emitida por la Tierra. El efecto 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 científicos creen que las crecientes emisiones de dióxido de carbono y metano provocadas por el hombre durante la combustión de combustibles fósiles incrementarán la magnitud del efecto invernadero, lo cual aumentará la temperatura en la atmósfera. Este fenómeno se conoce como calentamiento global. Efecto de la isla calórica Domo de aire cálido que se forma en áreas urbanas debido a la presencia de edificios y superficies pavimentadas 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. La elevación de la pluma depende de las características de la chimenea y de los gases del efluente. Espectro electromagnético Toda la variedad de radiación electromagnética, que incluye rayos x y gamma, de onda extremadamente corta, el espectro visible y ondas de radio muy largas. Espiral de Ekman Cambio en la dirección del viento a altitudes diferentes dentro de la capa de fricción. Estabilidad Característica de la atmósfera que impide el movimiento vertical del aire. Estratosfera La segunda capa más baja de la atmósfera, que se inicia a una altitud de aproximadamente 12 km y termina 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. Exactitud Monto en que una variable medida se desvía de un valor aceptado como válido o estándar.
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Expansión en ascenso Condición que ocurre cuando una pluma se descarga a una atmósfera inestable por encima de una capa 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 aerodinámico Situación que ocurre cuando la pluma es arrastrada hacia abajo en un área de estela turbulenta creada cuando el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios. Esto puede incrementar las concentraciones de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente. (También denominado flujo descendente del edificio). Flujo descendente del edificio Véase flujo descendente aerodinámico. Flujo descendente de la chimenea Situación que ocurre cuando la pluma desciende por detrás de la chimenea. Generalmente, se produce cuando la razón entre la velocidad de salida del viento y la velocidad de este es pequeña, lo cual reduce la presión en la estela de la chimenea. Frente Límite entre dos masas de aire con diferentes características de humedad y temperatura. Frente estacionario Frente en el que las masas de aire no se mueven. Frente ocluido Frente que se forma cuando un frente más frío desplaza a otro más cálido. Fuerza de Coriolis Desviación aparente de aire que se observa desde la superficie de la Tierra, debido a la rotación de la Tierra sobre su eje. La fuerza de Coriolis causa una desviación del viento a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio Sur. Es uno de los factores que determina la dirección del viento. Fuerza del gradiente de presión La presión que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presión alta a la baja. Fumigación Condición que ocurre cuando una pluma se libera justo debajo de una capa de inversión y los contaminantes son transportados rápidamente hacia el suelo. Gradiente vertical Gradiente en el cual la temperatura del aire cambia con la altura. El verdadero gradiente vertical en la 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 40
la altura por encima de su punto de rocío. A diferencia del gradiente vertical adiabático seco, el gradiente vertical adiabático húmedo no es constante pero depende de la temperatura y la presión. Gradiente vertical adiabático seco Gradiente en el cual la temperatura de una porción de aire seco cambia con la altura. Porción de aire seco que se eleva en la atmósfera, se enfría en el gradiente de 9,8 °C/km y tiene un gradiente vertical adiabático seco de -9,8 °C/km. Gradiente vertical ambiental Perfil real de temperatura del aire ambiental, generalmente considerado como una disminución en la temperatura con la altura (también se denomina gradiente ambiental prevalente o atmosférico). Gradiente vertical subadiabático Gradiente vertical ambiental que cambia a una tasa menor que el gradiente vertical adiabático. Gradiente vertical superadiabático Gradiente vertical ambiental que cambia a una tasa mayor que el gradiente vertical adiabático. Inestabilidad Característica de la atmósfera que promueve el movimiento vertical del aire. Inestabilidad condicional Característica de la atmósfera por la cual la capa inferior de aire se clasifica como estable y resiste el movimiento vertical del aire y una capa superior se clasifica como inestable y promueve el movimiento 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 a una tasa mayor que el gradiente vertical adiabático húmedo (capa inestable). Insolación Cantidad de radiación solar recibida en una hora y lugar específicos del sistema Tierra-atmósfera. Inversión Véase inversión de la temperatura. Inversión de la temperatura Condición atmosférica en que la temperatura se incrementa con la altitud. Inversión frontal Inversión que generalmente está asociada con frentes fríos y cálidos. En el avance de cada frente, el aire cálido desplaza al frío y crea una inversión que generalmente se debe al movimiento horizontal de los frentes. Inversión por advección Inversión basada en la superficie asociada con el flujo horizontal de aire cálido que se mueve encima de una superficie fría.
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Inversión por radiación Es la forma más común de inversión superficial que ocurre con el enfriamiento acelerado de la superficie terrestre. Inversión por subsidencia Tipo de inversión elevada, casi siempre asociada con sistemas de alta presión cuando el aire desciende y se calienta sobre una capa de aire más frío. Isobaras Líneas que conectan puntos de igual presión. Masa de aire Volumen de aire relativamente homogéneo con respecto a la temperatura y a la humedad, que adquiere las características de la región donde se forma y viaja. Mesosfera Es la tercera capa más baja de la atmósfera, que se inicia a una altitud de aproximadamente 50 km y termina a una altitud de aproximadamente 80 km por encima de la Tierra. Meteorología Ciencia de la atmósfera. Meteorología de la contaminación del aire Estudio de la forma como los procesos atmosféricos -tales como el viento y el intercambio de calorafectan el destino de los contaminantes del aire. Modelo de sondeo Modelo simple de calidad del aire que se usa para determinar si se requieren herramientas más complejas y refinadas. Los modelos de sondeo tienden a generar estimados conservadores de las concentraciones de contaminantes. Modelo estadístico de calidad del aire Modelo de calidad del aire que depende de análisis estadísticos de datos empíricos para predecir el comportamiento de contaminantes. Los modelos estadísticos se usan cuando la información científica sobre procesos químicos o físicos de una fuente es incompleta o vaga. Modelo físico Modelo que requiere el uso de un túnel de viento u otra instalación de modelos de fluidos. El modelo físico 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 aire Modelo de calidad del aire que usa la ecuación de distribución gausiana (basada en la distribución normal o acampanada) para estimar las concentraciones de contaminantes no reactivos para una fuente única.
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Modelo numérico de calidad del aire Modelo de calidad del aire que usa ecuaciones matemáticas y algoritmos para formular los conceptos 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 incluyen contaminantes reactivos. Neutral Característica de la atmósfera por la cual no se promueve ni se limita el movimiento vertical del aire. Piranómetro Instrumento que mide la radiación directa y difusa en una superficie horizontal. Pluma de abanico Tipo de pluma que ocurre en condiciones estables, a menudo en las primeras horas de la mañana durante una inversión por radiación. La pluma se puede extender a sotavento de la fuente por una distancia larga. Pluma de cono Tipo de pluma característica de las condiciones atmosféricas neutrales o ligeramente estables. Es probable que ocurra en días nubosos o soleados entre la interrupción de una inversión y el desarrollo de condiciones diurnas inestables. Pluma de espiral Tipo de pluma que ocurre en condiciones muy inestables y generalmente favorece la dispersión de contaminantes. Porción de aire Cuerpo de aire relativamente bien definido que no se mezcla fácilmente con el aire circundante. Potenciómetro Resistor variable que comúnmente se usa como un transductor de la dirección del viento. Cuando la dirección del viento cambia, el eje de la paleta del viento se mueve y hace que la resistencia del potenciómetro varíe. Precipitación húmeda Remoción de contaminantes particulados del aire mediante precipitación. Precipitación seca Remoción de contaminantes particulados del aire a través de la sedimentación gravitacional. Radiación Energía que viaja en forma de ondas electromagnéticas desde una fuente, tal como el sol. Radiómetro neto Sensor de radiación que sirve para medir la diferencia entre la radiación solar y la terrestre a través de una superficie horizontal.
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Resolución En medición, los incrementos más pequeños que se pueden distinguir. Termistor Tipo de termómetro de cambio de la resistencia, hecho de una mezcla de óxidos metálicos fusionados entre sí. Termopar Sensor termoeléctrico que funciona bajo el principio de que el flujo de corriente eléctrica entre dos metales diferentes depende de la temperatura. Termosfera es la cuarta capa más alta de la atmósfera, que se inicia a una altitud de aproximadamente 80 km y termina a una altitud de aproximadamente 320 km por encima de la Tierra. Topografía Características físicas de la superficie terrestre tales como terreno plano o presencia de montañas y valles. La topografía influye en la manera como la Tierra y su aire circundante se calientan, así como en la manera como fluye el aire. Transductor de velocidad del viento Instrumento que se usa para convertir la tasa de rotación de las cubetas o hélices de un anemómetro 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 llega a la superficie terrestre sin ser agotada. Troposfera La capa más baja de la atmósfera, que representa cerca de tres cuartos de la masa de la atmósfera y brinda a la Tierra su clima. La troposfera es la capa más importante de la atmósfera con respecto a la contaminación del aire, ya que virtualmente toda esta contaminación es emitida dentro de la troposfera. Vientos alisios Vientos constantes que soplan desde las zonas de calma (30° de latitud) hacia el ecuador. Debido a la fuerza de Coriolis, los vientos alisios soplan desde el noreste en el hemisferio norte y desde el sudeste en el hemisferio Sur. Viento geostrófico Viento que sopla por encima de la capa límite planetaria, donde no influye la fricción. El viento geostrófico sopla paralelamente con las isobaras. Viento prevalente Dirección predominante desde donde sopla el viento en una ubicación específica.
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