Fisica de La Atmosfera

www.eltemario.com © Antonio Abrisqueta García, 1999

Oposiciones Secundaria – Física y Química Temario Específico – Tema 13

T E MAS DE F Í SI CA Y QU QUÍ MI CA ( Oposi Oposici cio ones nes de E nseñanz nseñanza a Secunda Secundarr i a) ------------------------------------------------------------------------------TE MA 13 13 F Í SICA DE LA ATMÓSFE ATMÓSFE RA. FE NÓMENOS NÓMENOS ATMOSFÉ ATMOSFÉ RI COS. COS. OBSERVACIÓN ME ME TEORO TEOROLÓ LÓGI GI CA. BALANCE E NERG É TICO TE TE RRE STRE STRE . PAPEL PAPEL PROTECTO PROTECTORR DE LA ATMÓSFE ATMÓSFE RA. ALTERACI ONES DE BI DAS A LA CONT CONTAA MI M I NA CI ÓN. ME D I D A S PAR A SU PROTE PR OTE CCI CC I ÓN, Esquema 1. Estructura de la atmósfera. 1.1. Historia de la atmósfera 1.2. Capas atmosféricas. 2. Energía en la atmósfera. 2.1. Radiación solar sobre la atmósfera. 2.2. Distribución de la energía. Efecto invernadero. 2.3. Influencia del agua en la Tierra. 2.3.1. Humedad atmosférica. 2.3.2. Punto de rocío. 3. Observación meteorológica. 3.1. Distribución vertical de la temperatura. 3.2. Elevación adiabática del aire. 3.3. Estratificación atmosférica estable e inestable. 3.4. Inversiones y formación de nubes tormentosas. 4. Fenómenos meteorológicos. 4.1. Nieb 4.1. Nieblas las y nubes. nubes. 4.2. Circulación general de la atmósfera. 4.3. Ciclones y anticiclones. 4.4. Masas de aire y frentes. 5. Papel protector de la atmósfera. La capa de ozono. 6. Contaminación atmosférica. 6.1. Contaminación natural y artificial. 6.2. Emisores de contaminantes. 6.3. Tiempo de resistencia de los contaminantes. 6.4. Contaminantes más usuales. 6.4.1. Contaminantes primarios. 6.4.2. Contaminantes Contaminantes secundarios. secundarios. 6.5. Efectos de la contaminación sobre el clima. 6.5.1. Contaminación fotoquímica. 6.5.2. Acidificación del medio ambiente. Lluvias ácidas. 6.5.3. Rotura de la capa de ozono. 6.5.4. Calentamiento atmosférico. Efecto invernadero. 6.6. Medidas de protección contra la contaminación 6.6.1. Acciones preventivas. 6.6.2. Acciones correctivas. 6.6.3. Acciones para prevenir el efecto invernadero.

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TE MA 13 13 F Í SICA DE LA ATMÓSFE ATMÓSFE RA. FE NÓMENOS NÓMENOS ATMOSFÉ ATMOSFÉ RI COS. COS. OBSERVACIÓN ME ME TEORO TEOROLÓ LÓGI GI CA. BALANCE E NERG É TICO TE TE RRE STRE STRE . PAPEL PAPEL PROTECTO PROTECTORR DE LA ATMÓSFE ATMÓSFE RA. ALTERACI ONES DE BI DAS A LA CONT CONTAA MI M I NA CI ÓN. ME D I D A S PAR A SU PROTE PR OTE CCI CC I ÓN, 1. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA La Atmósfera que rodea nuestro planeta es una mezcla de gases, donde el N 2 es el más abundante (78’08%) seguido del O 2 (20’95%), el argón (0'93%), el dióxido de car bono CO2 (0'035%), el neón (0'0018%), el helio (0'005%) y el kriptón (0'0001%) y un gran número de otros componentes aún más minoritarios, monóxido de carbono, ozono, dióxido de azufre, dióxido de nitrógeno, oxido nítrico, etc. Los tres principales gases del aire O2, N2 y CO2 y muchos de los minoritarios se mantienen, al menos en parte, por procesos procesos biológicos biológicos y sus concentracio concentraciones nes actuales actuales son fruto de la acción de la vida a lo largo de la historia de la Tierra.

1.1. Historia de la Atmósfera. Parece probable que la mayor parte de las aguas y gases que existen en la superficie de la Tierra llegaron a ella como resultado de fenómenos de volcanismo posterior a su formación como planeta. La energía potencial gravitatoria desarrollada en la contracción gravitatoria del polvo originario, convertida en calor produjo una desgasificación primitiva excepcionalmente excepcionalmente voluminosa voluminosa que elevándose elevándose por las capas más densas de materia, aportó a la superficie gran cantidad de gases y agua. Posteriormente las grandes emisiones de lava de los volcanes aportaron nuevas cantidades de agua y gases a la atmósfera primigenia. Las hipótesis más sólidas sostienen que la atmósfera primitiva contenía princi palmente palmente amoníaco amoníaco y metano, con cantidades cantidades menores menores de monóxido monóxido de carbono carbono y, por supuesto, vapor de agua. Ésta evolucionó hasta convertirse en una atmósfera en la que el nitrógeno y el dióxido de carbono superaron al amoníaco y al metano, hacia la época en que se formaron los más antiguos sedimentos conocidos, hace unos 3800 millones de años. No podemos conocer conocer la composición composición exacta exacta de la atmósfera más primitiva, primitiva, pero la más antigua de la que poseemos testimonios sedimentarios probablemente probablemente contenía CO, CO 2, vapor de agua, N2 e H2, cierta cantidad de gases ricos en nitrógeno e hidrógeno, como NH3 y CH4, residuos de una atmósfera anterior. La abundancia de oxígeno en nuestra atmósfera actual es consecuencia de los procesos químicos y biológicos que anularon el carácter reductor de la corteza y de la atmósfera primitiva. Al principio jugó un importante papel el proceso de disociación del agua en H2 y O2 causada por las radiaciones solares. Después, los seres vivos y la fotosíntesis, fueron los principales procesos productores de oxígeno. El nitrógeno, que es inerte, es fruto también de la acción de los seres vivos, principalmente de las bacterias nitratorreductoras en condiciones anaerobias.

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Hace más de 3'5 millones de años, pequeñas criaturas pobladoras de mares poco profundos empezaron el proceso que dio a la Tierra su atmósfera actual, rica en O 2. Estas bacterias contenían clorofila y vivían en una atmósfera reductora sin oxígeno. Fueron adquiriendo la capacidad de utilizar substratos cada vez más oxidados, hasta llegar al agua, de la que tomaron los electrones y liberaron el oxígeno. Cuando empezó a liberarse O2, el hierro, abundante en el planeta, supuso un control al aumento indiscriminado de su nivel en la biosfera, pues era absorbido por la reacción Fe +2 → Fe +3. Los seres vivos desarrollaron defensas contra el nuevo veneno presente en la atmósfera, el O 2, entre ellos los carotenoides. Un mecanismo defensivo contra el oxígeno fue la invención de la respiración: se modificó el metabolismo de modo que los electrones de los compuestos orgánicos o inorgánicos se transferían al oxígeno como aceptor terminal del O 2, con lo que era reducido a agua. Hoy día existen organismos y microorganismos que desarrollan la fotosíntesis, la respiración y también ambos procesos y todos viven en perfecto equilibrio en nuestra actual atmósfera rica en oxígeno.

1.2. Capas atmosféricas. Se han realizado muchos intentos de clasificación de las capas atmosféricas atendiendo a las variaciones de temperatura con la altura, a su composición química, a sus propiedades magnéticas y eléctricas, etc. La más aceptada se basa en la distribución de temperaturas con la altura y, de abajo arriba, posee las siguientes capas: Troposfera. Es la capa más próxima a la superficie y la más importante. En ella se desarrollan los procesos vitales y los fenómenos meteorológicos que determinan el clima. Se extiende desde la corteza hasta la base de la estratosfera, con un espesor medio de 12 kilómetros. Presenta tres características esenciales que la distinguen de las otras capas: - Es la capa sometida a las perturbaciones meteorológicas, por sufrir un mayor calentamiento al contacto con la superficie. - Su agitación asegura una constancia en su composición química y una mayor homogeneidad. - Por causa de su homogeneidad, la temperatura desciende regularmente con la altitud. Tropopausa. Es una superficie ideal que limita en altura las regiones perturbadas de la Troposfera y marca el principio de la Estratosfera. Aparece en el punto en que la temperatura deja de disminuir regularmente. La Tropopausa aparece comúnmente a 6 Km. en la zona del polo y a 17 Km. en la zona del Ecuador, pero su altitud varía de una estación a otra e incluso de un instante a otro. Estratosfera. Se encuentra a continuación de la Tropopausa y se extiende desde los 10 hasta los 45 Km. de altitud por término medio. En la Estratosfera las corrientes son esencialmente horizontales (disposición en estratos) y la temperatura permanece constante en sentido vertical. Durante el invierno se enfría mucho en el polo y la temperatura va en aumento del Polo al Ecuador. Lo contrario ocurre en el verano, cuando la estratosfera polar es más cálida que la ecuatorial. Estas variaciones térmicas producen cambios en la dirección de los vientos (vientos del oeste en invierno y vientos del este en verano). En la Estratosfera se forma la mayor parte del ozono atmosférico, registrándose una

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fuerte concentración hacia los 25 Km. Allí se encuentra prácticamente todo el ozono atmosférico (Ozonosfera). Mesosfera. A la Estratosfera, sigue la Mesosfera, separada de ésta por la Estrato pausa. Se extiende desde el Km. 40 de altitud hasta el Km. 90. A esta altitud, la Meso pausa la separa de la capa superior de la Atmósfera. La Mesosfera se caracteriza por un aumento de la temperatura, que alcanza un máximo de 0ºC a unos 50 Km. de altitud. Más arriba la temperatura disminuye hasta -80ºC en la Mesopausa. La concentración de ozono en la Mesosfera decrece rápidamente con la altura lo que hace que la temperatura disminuya también debido a que se reduce mucho la absorción solar.

FIG.1

Termosfera o Ionosfera. Es la capa de la Atmósfera más alejada que se conoce, de la Tierra. En ella la temperatura crece constantemente con la altura hasta llegar a unos 500 Km. donde se alcanzan 1500ºC. En la Termosfera la presión atmosférica es muy reducida; en ella los rayos ultravioleta desempeñan un papel fundamental, por su pro piedad de disociar las moléculas de O 2 y de N2. La absorción de estos rayos es la que produce las altas temperaturas que se dan a esta capa. Debido a la presencia de gran cantidad de cargas eléctricas en forma de iones y electrones, las distintas subcapas de la Termosfera tienen una considerable influencia en la propagación de las ondas electromagnéticas, pues reflejan la mayor parte de las ondas radioeléctricas de frecuencias inferiores a los 25 Mherzios, posibilitando las comunicaciones a larga distancia con ondas cortas. A medida que aumenta la frecuencia de las ondas la reflexión se produce en capas más altas hasta que finalmente, si la frecuencia es superior a un cierto valor crítico, las ondas pueden cruzar la Ionosfera. Si atendemos a la composición química de la atmósfera, la estructura en capas estará formada por:

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Hemosfera. Es la capa que ocupa los primeros 100 Km. por encima del suelo y sus componentes principales son el oxígeno y el nitrógeno que permanecen en proporción constante. Heterosfera. Sigue a la Hemosfera y se caracteriza por el predominio de gases ligeros como el nitrógeno, hidrógeno y helio. A partir de los 1000 Km. aproximadamente, aparece la Exosfera, zona en la que las moléculas más ligeras escapan de la gravedad perdiéndose en el espacio interplanetario. Entre los constituyentes químicos que se presentan en la atmósfera de forma natural merece especial atención el vapor de agua. A su presencia en la atmósfera se deben los fenómenos naturales como el granizo, la lluvia, la nieve, el rocío y la formación de nubes. Por otra parte, el vapor absorbe las radiaciones caloríficas emitidas por el Sol y la Tierra evitando de esta forma la dispersión del calor hacia el espacio por lo que tiene un papel importante en la regulación de la temperatura de la atmósfera.

2. ENERGIA EN LA ATMOSFERA. 2.1. Radiación solar sobre la Atmósfera. La mayor parte de la energía radiante que llega procedente del Sol se convierte en energía térmica atmosférica antes de ser devuelta al espacio en forma de radiación infrarroja. Los vientos redistribuyen esta energía, disipando en el proceso una parte de ella mayor que la disipada por las corrientes oceánicas y otros fenómenos terrestres. La composición de la atmósfera junto con la distancia de la Tierra al Sol, determinan el balance de energía de la Tierra, que a su vez determina desde la temperatura de la superficie terrestre hasta la configuración de la circulación atmosférica y es dicha circulación la que redistribuye la energía. La Irradiancia solar (cantidad de energía solar por unidad de superficie y unidad de tiempo) en el borde exterior de la Atmósfera, es de unos 1360 Watios/m 2 y es llamada Constante Solar. La últimas investigaciones demuestran que esta "Constante solar" es en realidad variable y sensible a la presencia de las manchas solares. Una variación positiva de un 1% en la constante solar que se mantuviera durante 10 años, elevaría la temperatura media en la superficie terrestre en 1 ó 2°C. No toda la radiación que alcanza la Tierra es absorbida por ella. Alrededor de un 30% es reflejada de nuevo hacia el espacio por la atmósfera y la superficie. Los princi pales reflectores son las nubes, el polvo atmosférico, la nieve y la tierra pelada. El porcentaje de radiación reflejada de nuevo al espacio sobre la radiación incidente, llamado albedo del planeta, podría variar sustancialmente si variase el clima, si los volcanes inyectasen más polvo a la atmósfera o se deforestase más la Tierra. Una disminución o aumento en el albedo conduciría a un calentamiento o enfriamiento neto de la Tierra, ya que la radiación solar que no se refleja, se absorbe.

2.2. Distribución de la energía. Efecto invernadero. La Tierra se desprende de la radiación solar que absorbe emitiendo radiación infrarroja o térmica. La irradiancia media sobre todo el globo es de unos 240 watios/m 2 y

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la temperatura de este nivel de irradiancia se calcula por la ley de Stefan-Boltzmann, resultando de 255ºK (-18°C). Tal es la temperatura media de la atmósfera a altura de 5 km. La superficie terrestre y la atmósfera vienen a comportarse como si fueran cuerpos negros y a la temperatura calculada, un cuerpo negro emite radiación en un amplio dominio de longitudes de onda con un máximo a los 12 mm, en la región infrarroja del espectro. La mayor parte de la radiación emitida por la superficie es absorbida principalmente por el vapor de agua, las nubes, el CO 2, el polvo y el ozono. Los componentes de la atmósfera que absorben radiación infrarroja, la reemiten en todas las direcciones. Parte de la radiación emitida, la absorbe la superficie sumándose a la energía térmica que ya posee, otra parte es reabsorbida por la atmósfera y el resto escapa al espacio. Si se incrementa la cantidad de un cuerpo absorbente en el infrarrojo, dióxido de carbono, por ejemplo, la superficie de la Tierra absorbe más radiación y aumenta su temperatura. Además una menor proporción de la radiación emitida por la superficie escapa al espacio y la energía térmica almacenada por la Tierra aumenta; así, los cuer pos absorbentes en el infrarrojo ayudan a calentar la Tierra. Este fenómeno se ha llamado efecto invernadero. La temperatura media global de la Atmósfera en la superficie (cifrada en unos 13ºC) es la necesaria para mantener la superficie y la atmósfera en equilibrio térmico. La superficie, calentada por la radiación solar y el infrarrojo emitido hacia abajo por la atmósfera, cede en promedio una cantidad equivalente de energía a la atmósfera por evaporación, conducción, convección y radiación en el infrarrojo. Sin embargo, los desequilibrios locales ayudan a crear gradientes verticales y horizontales de temperatura en la atmósfera. La Tierra absorbe más radiación solar en las latitudes bajas que en las altas. Más de la mitad de la radiación solar es absorbida por la superficie y el resto por la atmósfera. Por tanto, a bajas latitudes, zonas próximas al ecuador, la atmósfera recibe más energía de la superficie terrestre y del Sol que la atmósfera a latitudes altas. Además la atmósfera pierde más energía hacia el espacio a grandes alturas que a bajas. En virtud de estos desequilibrios, las temperaturas de la atmósfera suelen decrecer desde el Ecuador a los Polos y desde bajas a altas altitudes. Los gradientes de temperatura impulsan la circulación de la atmósfera. Los vientos generalmente transportan calor gradiente abajo desde regiones bastante cálidas a las más frías.

2.3. Influencia del agua en la Tierra. El movimiento y almacenamiento del agua en el mundo están ligados a la dinámica atmosférica y al balance global de energía. La mayor parte del agua está en los océanos (97’4%) y en el hielo polar (2%). La atmósfera contiene sólo el 0'001% que colocado sobre la superficie tendría una profundidad de 2-3 cm. A pesar de estas pequeñas cantidades, el vapor de agua es el primer controlador de la temperatura de la troposfera a través de sus efectos tanto sobre la recepción de radiación solar como sobre la reemisión terrestre. El agua actúa como un gigantesco termostato regulador de la temperatura.

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El vapor de agua es relativamente poco reactivo. Los procesos físicos de evaporación y precipitación son mucho más importantes cuantitativamente que las reacciones químicas que sufren. Difieren sin embargo de otros gases poco reactivos por el hecho de que su vida atmosférica es corta, de unos 10 días, antes de retornar a la superficie terrestre en forma de lluvia o nieve. La Troposfera contiene, pues, cantidades variables de vapor de agua; cuanto mayor es su temperatura, mayor es la cantidad que puede retener. Si la Troposfera está saturada y se enfría, el agua se condensa para formar nubes y nie blas.

2.3.1. Humedad Atmosférica. El contenido de vapor de agua en la atmósfera puede oscilar desde valores prácticamente nulos en regiones áridas y frías hasta valores de 50 g/m3 (4%) en regiones muy cálidas y húmedas como la selva tropical. La proporción máxima de vapor de agua que puede existir en el aire corresponde a la saturación, en cuyo estado, la presión de vapor es una función creciente de la temperatura. Normalmente la proporción de vapor de agua es menor a la de saturación y su valor puede expresarse por el porcentaje en peso o volumen o por la masa de vapor por unidad de volumen. Esta última magnitud recibe el nombre de humedad absoluta y se expresa en g/cm 3. La humedad absoluta varía mucho de unos puntos a otros de la atmósfera y no resulta ser un índice meteorológico muy útil. Es mucho más eficaz y significativo el concepto de humedad relativa o estado higrométrico, que se define como el cociente entre la masa de vapor de agua que existe en un volumen dado de aire y la masa de vapor de agua que habría si dicho volumen estuviera saturado a la misma temperatura. Considerando el vapor de agua como un gas perfecto la presión parcial del vapor será proporcional a la masa contenida en la unidad de volumen, y por tanto, la humedad relativa es también el cociente entre la presión parcial, pv , del vapor de agua en el aire y la presión de saturación, p s , a la misma temperatura: p H r = v p s

De la humedad relativa, y no de la absoluta, dependen la mayor parte de los efectos meteorológicos y biológicos causados por la presencia del vapor de agua en la atmósfera. Si la humedad relativa alcanza el valor del 100% tienen lugar precipitaciones acuosas (lluvia, rocío, escarcha, niebla, nieve). Si la humedad relativa es muy baja no se producen precipitaciones y la evaporación excesiva acelera los procesos de transpiración en los seres vivos. Debe observarse que si la presión atmosférica y la humedad absoluta permanecen fijas, al crecer la temperatura decrece la humedad relativa, ya que crece p s mientras que pv queda invariable. Esta es la causa de que el aire parezca húmedo por las mañanas y más seco a medio día, y sin embargo la humedad absoluta no ha variado. La humedad relativa más confortable para la salud humana varía con la temperatura y con el estado de agitación del aire. Así, en un local cerrado con mucha gente a temperatura constante, la humedad relativa crece hasta la saturación y conviene desecar. En cambio, en un local con pocas personas y caldeado artificialmente, el aire puede hacerse demasiado seco y es conveniente humedecerlo. Estas operaciones se realizan en las instalaciones de aire acondicionado.

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Midiendo la presión de vapor pv en mm de Hg y la temperatura, T , en grados Kelvin, resulta para la masa de vapor de agua, en gramos, contenida en un volumen de 1 m 3 de aire, el valor: mv ( g ) = 289

demostración:

p.V =

pv T

m

RT despejando m y sustituyendo datos: M M v pvV 18 g / mol ×1000lit × ( pv / 760) atm pv

= 289 T 0'082(atm.lit / mol . K ) × T ( K ) Si el vapor de agua satura completamente el volumen de aire, tendremos: mv =

RT

=

m s ( g ) = 289

p s T

y por tanto

H r =

mv m s

=

p v p s

Si llamamos p a la presión atmosférica, la presión del aire seco, según la ley de p a = p − p v = p − H r p s Dalton, sería: luego, la masa en gramos de aire seco contenida en 1 m3 de aire, resulta ser: M p V 28'8 g / mol × [( p − pv ) 760]atm × 1000lit p − pv p − H r p s = 462 = 462 ma ( g ) = a a = RT T T 0'082( atm.lit / mol K . ) × T ( K ) y la masa de aire húmedo en gramos/m3 : p p − pv 462 p − 173 pv 462 p − 173 H r p s = = m' ( g ) = mv ( g ) + ma ( g ) = 289 v + 462 T

T

T

T

Se define grado de humedad o humedad específica, x , al cociente entre las masas de vapor y de aire seco contenidas en un mismo volumen: p v = H r p s m 289. pv T 5 pv = x = v = y sustituyendo: ma 462. ( p − p v ) T 8( p − pv ) p a = p − pv 5 p x = s H r 8 pa fórmulas útiles en los cálculos meteorológicos y que nos indican que el grado de humedad depende de la humedad relativa y de la presión de saturación, es decir, de la temperatura.

2.3.2. Punto de Rocío. Si enfriamos lentamente una mezcla de aire no saturada de vapor de agua, las cantidades relativas de ambos gases (aire y vapor de agua), así como el porcentaje en volumen, permanecerán al principio invariables. Por tanto, si la presión total es constante, la presión parcial del vapor no variará en el enfriamiento. Pero si la temperatura disminuye hasta alcanzar un valor tal que la presión de vapor del agua a dicha temperatura iguale a la presión parcial existente del vapor en la mezcla, ésta quedará saturada y un enfriamiento posterior dará lugar a la condensación (punto B de la figura). La temperatura t f a la cual el vapor de agua se condensa si el aire se enfría, sin que cambie la presión ni el grado de humedad se llama punto de rocío. Si el aire está muy seco, el punto de rocío corresponde a una 8/28



temperatura muy distinta de la del aire, en cambio, con aire húmedo, las dos temperaturas están muy próximas. Conocido el punto de rocío, podemos obtener la presión de vapor real correspondiente, mediante una tabla o curva que nos da también la presión de saturación, p s, a la temperatura ambiente t a y por cociente se deduce el valor de H r ( H r= pv /p s). En la figura viene indicado un ejemplo práctico. La temperatura ambiente es t a=25ºC y la temperatura de rocío es t f =15ºC. La presión de saturación a 27ºC según nos indica la curva de equilibrio, es de 25'4 mm Hg. y la presión real del vapor, que es la presión de saturación a la temperatura del punto de rocío (16ºC), es de 13'8 mm Hg. por tanto: 13'8 = 0'543 = 54'3% H r = 25'4 La temperatura de rocío se mide mediante los higrómetros de condensación, basados en el enfriamiento que se produce en la evaporación de un líquido volátil, introducido en una vasija, una de cuyas paredes es de metal pulido de manera que cuando se alcanza la temperatura de rocío, esta pared se empaña por el vapor de agua atmosférico condensado sobre ella.

3. OBSERVACION METEOROLOGICA. 3.1. Distribución vertical de la temperatura. La medida directa de la temperatura de la atmósfera se lleva a cabo hasta alturas relativamente elevadas; dicha observación se realiza diariamente en multitud de estaciones meteorológicas mediante el empleo de radiosondas, que miden además indicaciones relativas a la presión y humedad normalmente hasta los 10 o 15 Km. El análisis de miles de tales observaciones indica que la temperatura decrece con la altura a un ritmo casi constante de 1ºC cada 150 m. durante los primeros 10 o 12 Km (fig.1), después de los cuales permanece prácticamente constante con un valor aproximado de -55ºC en una gran región de la estratosfera, a partir de la cual comienza a crecer para alcanzar un máximo próximo a 0ºC a los 50 Km. seguido de un nuevo mínimo (-75°C) a los 80 Km. y después crece otra vez, hasta alcanzar temperaturas próximas a +1500ºC hacia los 400 Km. de altura. Las causas de las variaciones de temperatura en la atmósfera son conocidas. La disminución inicial al partir del suelo se explica por el calentamiento del aire en contacto con el suelo que al ascender se encuentra con capas de menor presión que provocan una expansión sensiblemente adiabática acompañada de enfriamiento; inversamente los movimientos de aire descendentes van acompañados de un calentamiento. El aumento que se experimenta a partir de los 30 Km. debe atribuirse a la absorción de la radiación ultravioleta por el ozono atmosférico. Al suelo llegan únicamente las radiaciones cuya longitud de onda es superior a 0'3 µ m. Las más cortas, entre 0'3 y 0'2 µ m, que transportan el 4 ó 5% del flujo energético, son detenidas por el ozono que se forma en la alta atmósfera a partir del oxígeno por la acción de las radiaciones ultravioletas absorbidas. Las medidas ópticas de la absorción ejercida por el ozono demuestran que la concentración de este gas es máxima hacia los 30 Km. y decrece en regiones más altas y más bajas, llegando a un valor mínimo a los 50 Km. que es precisamente donde la tem peratura alcanza también su segundo valor mínimo (-75ºC). Las radiaciones de longitud de onda inferior a 0'2 µ m no son detenidas por el ozono, pero son absorbidas por el oxí9/28



geno y a ello se debe precisa mente el fuerte aumento de la temperatura más allá de los 80 Km. Es conveniente comprender bien el significado de la temperatura en la alta atmósfera. Se trata de la temperatura del aire y no de la temperatura que alcanzaría un cuerpo sólido expuesto a la radiación solar. Esta temperatura del aire es la que interviene en la teoría Cinética de los gases: las moléculas o los átomos del gas están animados de movimientos desordenados cuya energía cinética media es proporcional a su temperatura absoluta. Si la temperatura es elevada, las velocidades de agitación térmica son grandes. A pesar de su elevada temperatura, el aire no calienta a un cuerpo sólido pues el calor que le cedería es proporcional a la frecuencia de las colisiones de las moléculas contra el sólido y éstas dependen de la presión y a estas alturas la presión es muy débil luego el calor cedido a un cuerpo sólido en esa altura sería absolutamente despreciable.

3.2. Elevación adiabática del aire. La distribución vertical de temperaturas en las partes bajas de la atmósfera es de bida a los efectos de las corrientes de convección producidas por el contacto del aire con el suelo y a la disminución de presión con la altura. Cuando una masa de aire seco asciende verticalmente, alcanzando capas superiores sometidas a presiones cada vez más débiles, lógicamente se dilata hasta alcanzar la presión de equilibrio. Esta expansión se realiza a expensas de su energía interna sin cambiar calor por conducción o radiación con las capas próximas de aire, es decir, se trata de una expansión adiabática que va acompañada de un enfriamiento. Por tanto, para una atmósfera en equilibrio convectivo existirá una disminución vertical de temperatura a partir de la superficie de la tierra, que puede medirse por el índice λ llamado coeficiente de enfriamiento adiabático del aire seco y definido por la siguiente expresión de diferenciales: λ= −

dT dz

y que representa la disminución de la temperatura correspondiente con la variación de la altura dz . La deducción de la expresión del coeficiente de enfriamiento adiabático del aire seco, es un problema termodinámica que obviaremos en este tema, y resulta: λ= −

dT dz

=

g C p

y sustituyendo los valores g =9'81 m/s y C p =0'240 cal/g·C resulta para λ el valor teórico: λ= 9'8·10-3 ºC/m equivalente a 9'8ºC por cada kilómetro de altura. Si consideramos que la densidad del aire ascendente, ρ, es distinta a la del aire exterior, ρ' , la expresión anterior tomará la forma: λ= −

dT dz

=

T g

⋅

T ' C p

que sólo se convierte en la anterior cuando T=T'. En los ascensos espontáneos del aire es condición indispensable que la temperatura de éste sea superior a la del medio am biente, T>T’ , y por tanto, el gradiente adiabático es algo superior al valor calculado anteriormente.

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El aire húmedo, en tanto no está saturado, se enfría al mismo ritmo que el aire seco, pero cuando el aire que asciende está saturado de vapor, como ocurre al alcanzarse el punto de rocío, se produce el fenómeno de condensación que va acompañado de la cesión del calor de vaporización y, por tanto, el gradiente adiabático del aire húmedo será inferior al que corresponde al aire seco. Su valor real depende de la temperatura, oscilando entre 4ºC por cada 1000 m de ascenso en ambientes fríos, donde el vapor condensado es escaso, hasta 8ºC por cada 1000 m si el ambiente es cálido (tropical), y por ello con abundante condensación.

3.3. Estratificación atmosférica estable e inestable. Cuando las condiciones atmosféricas no favorecen el desarrollo de corrientes verticales o de convección en el aire se dice que la atmósfera es estable; por el contrario, si tales corrientes tienen lugar libremente en la atmósfera las condiciones son de inestabilidad. El criterio de estabilidad e inestabilidad depende de que la disminución real de temperatura en el aire con la altura o gradiente geométrico, definido por: Λ=-dT/dz sea menor o mayor que el gradiente adiabático del aire. Supongamos que inicialmente existe equilibrio térmico, o sea, que la temperatura de una masa diferencial de aire que comienza a ascender, T 0, sea igual a la del aire exterior, T 0’ . En un punto 1, situado a una altura dz, la temperatura de la masa ascendente será T 1 =T 0-λ·dz . Por tanto, existirá ahora una diferencia de temperatura: T 1 − T 1 ' = (Λ − λ).∆ z (Ver Anexo) Si λ>Λ y ∆ z>0 (ascenso) resulta T 1’>T I , es decir, la masa de aire ascendente se encuentra a una temperatura inferior a la ambiente, y por tanto a mayor densidad, tendiendo a volver a su posición primitiva. Si λ>Λ pero ∆ z<0 (descenso) resultará T 1 ’
Por el contrario, si λ<Λ y ∆ z>0 (ascenso), resulta T 1’T l, la masa se encuentra rodeada de aire más caliente y ligero y tiende a seguir descendiendo. Por tanto, si λ<Λ, el aire separado de su nivel en cualquier sentido, tiende a separarse cada vez más: Existe inestabilidad vertica1 en 1a atmósfera. Las corrientes verticales de aire en una atmósfera inestable transportan el calor de las capas en contacto con el suelo a las capas superiores, y esto da lugar a corrientes de aire frío descendente que se comprime adiabáticamente aumentando la temperatura. Si este proceso de mezcla convectiva persiste durante algún tiempo se alcanzan condiciones en que λ=Λ, y por tanto también T 1’=T l , es decir, en tal atmósfera, una masa de aire que se desplaza verticalmente se encontrará siempre rodeada por aire a igual temperatura, y por consiguiente, sobre ella no actúan fuerzas que tiendan a volverle a su posi-

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ción de equilibrio ni tampoco a separarle de esta nueva posición. Se dice entonces que el aire está en equilibrio neutro o estratificación indiferente. Debe observarse que las condiciones atmosféricas estables ( λ>Λ) favorecen la formación de nubes de poco espesor vertical (tipo estrato) que pueden persistir durante varios días. La lluvia es poco probable en esas condiciones, aunque puede presentarse la niebla. Si existe inestabilidad vertical (λ<Λ) se favorece la formación de nubes de gran espesor vertical, acompañadas de lluvias y tormentas.

3.4. Inversiones y formación de nubes tormentosas. Los sondeos aerológicos llevados a cabo diariamente por las estaciones meteorológicas demuestran la existencia de capas de aire en que Λ<0, o sea un incremento de temperatura con la altura. Este fenómeno se llama inversión, ya que supone una inversión en el sentido normal de la variación de la temperatura. Estas inversiones de presentan de madrugada, cuando la radiación nocturna del suelo enfría las capas de aire que están en contacto, y en cambio apenas influye en la temperatura de las capas superiores. Gráficamente vienen indicadas en la fig.4, por la porción AB de la curva de estado que representa un ejemplo de un sondeo aerológico vertical de temperatura. Igual ocurre a partir del nivel M, donde existe una nueva inversión. Con A'B' y A"B" se han representado las líneas de estado correspondientes a períodos de tiem po sucesivos separados, por ejemplo a intervalos de tres horas; a medida que el suelo se calienta va desa pareciendo la inversión, hasta que anulada alrededor de mediodía, las capas inferiores de aire pierden su estabilidad y comienzan a ascender con expansión adiabática y enfriamiento. La línea de puntos de la fig.4, representa la curva de evolución de temperatuFIG.4 ra que sigue una masa de aire húmedo que asciende y que al expansionarse adiabáticamente se enfría. Cuando en este enfriamiento se alcanza el punto de rocío, el vapor se condensa sobre los núcleos higroscópicos existentes en la atmósfera y forma la base de una nube (nivel de condensación). Al liberar el calor de condensación su temperatura se hace superior a la ambiente y con ello acelera su marcha ascendente según la curva BFM, durante la cual el aire se enfría por expansión adiabática pero manteniéndose siempre a mayor temperatura que la exterior, debido al calor de condensación. En M existe una nueva inversión y la temperatura del aire ascendente se hace igual a la del medio ambiente, sus densidades se igualan y la fuerza aceleradora se hace cero. No obstante, por el impulso que lleva continúa ascendiendo a menos temperatura que la ambiente, MN; pero como su densidad ahora es superior, tiende a descender y recobrar su posición anterior. Resumiendo, una nube de vapor de agua condensado (cumulus) se extiende desde el nivel de condensación hasta el nivel donde se inicia la inversión (cúspide de la nube). La altura de esta nube puede ser suficiente para que el vapor de agua se condense en cristales de hielo que actúan como núcleos de condensación del vapor. Estos cristales descienden, y al pasar por niveles de mayor temperatura se transforman en grandes gotas líquidas que caen al suelo a pesar de la corriente ascendente (chubascos) y en ocasiones pueden llegar al suelo sin fundir ( granizo). 12/28



4. FENOMENOS METEOROLOGICOS. 4.1. Nieblas y Nubes. Cuando el vapor de agua se condensa en la atmósfera en forma de pequeñas gotas da lugar a la formación de nieblas o nubes. Dos condiciones son esenciales para que esto suceda: a) Que la temperatura del aire descienda por debajo del punto de rocío. b) Que el aire contenga núcleos de condensación sobre los que puedan formarse las primeras gotas. Cuando estas condiciones tienen lugar en las proximidades de la superficie terrestre se produce la niebla, que en realidad es una nube baja; a veces pasa por una fase intermedia, llamada bruma, en la cual los núcleos higroscópicos, antes de que la humedad relativa llegue a ser del 100%, aumentan de volumen al absorber el vapor de agua y producen enturbiamiento de la atmósfera. Se observa este fenómeno con frecuencia en las proximidades de los centros industriales, cuyas chimeneas lanzan gran número de núcleos de condensación. Las experiencias de laboratorio demuestran que el vapor de agua, en ausencia de núcleos de condensación, no se condensa, a pesar de alcanzar las condiciones de saturación, pudiendo permanecer sobresaturado, es decir, con humedades superiores al 100%; esto se debe a que, por fenómenos capilares, las gotas tienen una sobrepresión tanto mayor cuanto menor es su radio (∆ p=2σ/r) y por tanto, no basta la simple saturación para que se produzcan. No obstante si aparecen algunos iones, el vapor se condensa sobre ellos para formar las primeras gotas. También se produce condensación si existen en el aire partículas sólidas ligeras (polvo, humo, etc.).

4.2. Circulación general de la atmósfera. El planeta Tierra recibe su energía del Sol y debido a su inclinación y esfericidad, el calentamiento es desigual en las distintas partes del planeta, siendo máxima en los trópicos y mínima en los polos. Si el planeta no girase alrededor de su eje polar se produciría una distribución constante de los vientos, ya que el aire se elevaría, por calentamiento, en las zonas tropicales y ecuatoriales, y el aire frío acudiría a ocupar su lugar desde los Polos por las altitudes bajas próximas a la superficie, mientras que el aire cálido se dirigirla por arriba desde el ecuador hacia los polos, de modo que, salvo irregularidades locales, los vientos soplarían hacia el sur a nivel de superficie en el hemisferio Norte y hacia el norte a nivel de superficie en el hemisferio Sur. Este situación de movimiento sencillo de vientos se ve perturbada por la rotación del planeta, que da lugar a la fuerza de Coriolis, desviando la trayectoria de los vientos hacia la derecha en el hemisferio FIG. 5 Norte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur. En esquema, los movimientos generales de la atmósfera tienen lugar de acuerdo con lo que se indica en la fig.5. Limitándonos al hemisferio Norte, observamos que el aire asciende en

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las zonas ecuatoriales y se dirige por las capas altas hacia el Nordeste volviendo a la superficie hacia los 30º de latitud; a partir de ésta se dirige hacia el Este, dando lugar a los vientos predominantes del Oeste en las latitudes medias o zonas templadas; por esta razón, en nuestro hemisferio, y en dichas zonas, el viento viene del Oeste. Por debajo de los 30° existe una franja en la que el movimiento en superficie no está completamente desarrollado, mientras que las corrientes superiores apenas la afectan: es la zona de las calmas tropicales; entre ella y el Ecuador los vientos son predominantemente del Nordeste y se denominan alisios. Entre los 30º y 60º es donde se desarrollan preferentemente las irregularidades denominadas ciclones y anticiclones.

4.3. Ciclones y anticiclones. La presión atmosférica, medida por multitud de estaciones meteorológicas y mediante globos sonda, y reducida en altura a valores extrapolados a nivel del mar, constituye un campo escalar, que dibujado en un mapa se observa inmediatamente que la distribución bárica (o de presiones barométricas) no es del todo irregular, ya que la presión es alta en extensas zonas llama das anticiclones y es baja en otras zonas denominadas ciclones. Si se trazan las isobaras o líneas que unen puntos de igual presión (líneas del campo de presiones), se observa que las correspondientes a los anticiclones son de forma bastante regular, mientras las que se cierran alrededor de las bajas presiones son muy irregulares y presentan cambios bruscos de curvatura. (Fig.6). Los ciclones y anticiclones no están inmóviles, sino que, debido a la rotación de la Tierra, se desplazan y cambian de forma, especialmente los ciclones. Así, por ejem plo, sobre Europa los ciclones avanzan generalmente de oeste a este y su estudio permite la previsión del tiempo.

FIG.6

En una zona de baja presión, un ciclón atraerá al aire de las regiones próximas donde la presión es más alta, pero por la desviación debida a la rotación terrestre (aceleración de Coriolis), el aire circulará alrededor del ciclón en el sentido opuesto al de las agujas del reloj en el hemisferio Norte (y en el sentido horario en el hemisferio Sur). En estas zonas ciclónicas convergen masas de aire de origen diverso y en ellas, por lo general hay mal tiempo; por esto un descenso continuada de la presión barométrica, es presagio de un empeoramiento climático. Sin embargo, alrededor de una zona de altas presiones el aire diverge hacia las zonas que tengan inferior presión barométrica, girando por la fuerza de Coriolis, en el hemisferio septentrional, en el sentido de las agujas del reloj. Los vientos son divergentes, no hay contacto entre masas heterogéneas y por consiguiente el tiempo es bueno, en general, aparece nubosidad en las capas altas, pues al movimiento divergente inferior debe corresponder otro convergente superior. Este movimiento de s ubsidencia de las capas altas hacia las capas bajas da lugar a importantes nieblas, típicas de las áreas anticiclónicas.

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4.4. Masas de aire y frentes. Para determinar la previsión del tiempo es necesario conocer el estado físico de la atmósfera, mediante la medición de la presión, temperatura, humedad, velocidad y dirección del viento y otras variables, en un gran número de puntos de la atmósfera tanto a nivel de la superficie terrestre como en diversas alturas. Esto supone la recopilación de una enorme cantidad de datos cuya ordenación, manipulación y análisis sólo puede hacerse mediante potentes ordenadores. El análisis de los resultados muestra que existen enormes masas de aire extendiéndose sobre enormes distancias, con características homogéneas por lo que en una misma masa de aire se encontrarán, por varias estaciones, la misma temperatura y el mismo punto de rocío. Estas masas de aire se forman y adquieren sus características de homogeneidad allí donde grandes volúmenes de aire permanecen en reposo mucho tiempo sobre regiones de la Tierra en que, por la uniformidad de la superficie, las condiciones climáticas son análogas en grandes áreas. Así, por ejemplo, tenemos el aire ártico, originado sobre tierras o mares cubiertos de hielos, del norte del continente americano y Eurasia: el aire tropical marítimo que se origina en el centro del Océano Atlántico, etc. Estas masas de aire evolucionan desde su lugar de origen y a lo largo del camino recorrido, pero a pesar de las muchas transformaciones que experimentan, siempre es posible diferenciar entre: a) Masas de aire frío, es decir, cuya temperatura es inferior a la de la superficie sobre la que avanzan; y b) Masas de aire cálido, o sea, aire con temperatura superior a la de la superficie sobre la que se desplazan. Una superficie frontal es la región límite o de separación entre dos masas de aire distintas, y su intersección con la superficie terrestre constituye un frente: a través de una superficie frontal tiene lugar un cambio brusco de las propiedades del aire, y en la tierra el paso de un frente viene, en general, acusado por fenómenos meteorológicos de diversa índole.

FIG. 7

En la Fig.7 se muestran los fenómenos asociados a un frente frío y a un frente cálido. El frente frío se manifiesta por movimientos ascendentes de aire húmedo y cálido, empujado por la corriente fría y seca (aire más denso), con la correspondiente producción de nubes de convección de gran desarrollo vertical, acompañada de chubascos. Por el contrario el aire caliente del frente cálido asciende lentamente sobre la masa de aire relativamente frío, dando lugar a varias capas de nubes estratiformes a niveles decrecientes, nieblas y lluvias o lloviznas.

5. PAPEL PROTECTOR DE LA ATMOSFERA. LA CAPA DE OZONO. Ya se ha mencionado al principio del tema, al tratar sobre las capas que conforman la atmósfera y la distribución de la energía en ella, el carácter protector que realiza, cara a la preservación y mantenimiento de la vida en el planeta. La atmósfera representa un auténtico escudo protector de los organismos vivos frente a las agresiones cósmicas

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y sin ella no habrían evolucionado los seres vivos tal y como los conocemos actualmente. En realidad, la atmósfera, tanto en su primitiva composición como en la actual, ha propiciado el desarrollo y la evolución de un conjunto de seres vivos adaptados a ella y la variación, contaminación o cambio en su composición puede poner en peligro el delicado equilibrio entre la vida y su entorno. La atmósfera, además de proporcionar oxígeno, elemento vital para la respiración de los seres vivos superiores, y de proporcionar dióxido de carbono, base para la función fotosintética de la clorofila de las plantas verdes, regeneradora además del oxígeno, realiza importantísimas funciones protectoras del sistema vivo de la tierra y que podemos clasificar en varios puntos: A) La atmósfera absorbe las peligrosas radiaciones ultravioleta y de rayos X procedentes del Sol, las cuales, si incidieran sobre las células producirían roturas en las cadenas proteínicas y de ácidos nucleicos, que darían lugar a imprevisibles y peligrosas mutaciones genéticas y efectos sobre los organismos vivos suficientemente conocidos. B) La atmósfera protege de los rayos Cósmicos, lluvia de partículas atómicas de altas energías procedentes del Sol y de otros puntos del universo, que bañan la Tierra y son desviadas y canalizadas hacia los polos, por el Campo Magnético terrestre. Son los responsables de las auroras polares que se observan en las zonas septentrionales. C) La atmósfera representa un escudo protector contra la acción meteorítica externa. Los meteoritos que atraídos por la gravedad terrestre, bombardearían la Superficie (como lo hacen en la Luna), al penetrar en la atmósfera se sobrecalientan excesivamente y en la mayoría de los casos se produce su evaporación. D) La atmósfera y su régimen de movimientos establece la uniformización de la energía irradiada por el Sol sobre el planeta y el calor reflejado por la superficie, evitando con ello, los fortísimos calentamientos y enfriamientos que se producen en otros planetas sin atmósfera (mercurio) o en la Luna. La atmósfera actúa como un termostato regulador de la temperatura global del planeta. Más allá de los 80 Km. de altura, el oxígeno existe casi exclusivamente en su forma monoatómica, pues los fotones de alta energía (rayos X y γ ) rompen las moléculas más estables. A menos altitudes, los átomos de oxígeno se combinan parcialmente para formar oxígeno diatómico y triatómico (ozono). Así, las mayores concentraciones de ozono se encuentran en la estratosfera entre 20 y 30 Km de altura, donde alcanza unas 10 ppm, lo que significa que recogido en condiciones normales, ocuparía una capa de solo 3 mm de espesor. Las máximas concentraciones se dan en las zonas de los Polos y las mínimas en la zona de Ecuador, donde son un 50% inferiores. En la estratosfera el ozono se forma y se destruye constantemente por reacciones químicas activadas por la luz, (reacciones fotoquímicas). Como resultado del equilibrio que se establece entre formación y destrucción se origina una capa de ozono estratosférico que absorbe una parte de la radiación ultravioleta del espectro solar, lo que, además de proteger la vida, le confiere un papel considerable en el balance energético global de la atmósfera.

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Algunos compuestos catalizan la destrucción del ozono, como el hidrógeno atómico, el radical hidroxilo, los óxidos de nitrógeno, el monóxido de carbono, el cloruro de metilo, el metano y los átomos de cloro y de bromo. Muchos de éstos llegan a la atmósfera de forma natural emitidos por los océanos, los volcanes y los incendios. Entre los contaminantes de origen humano destacan los clorofluorocarbonos, el tetracloruro de carbono y el tricloroetano, con tiempos de residencia de 100, 60 y 10 años respectivamente. Estos clorofluorocarbonos, virtualmente inertes en la troposfera, carentes de toxicidad para los organismos vivos, y muy utilizados como refrigerantes y propelentes, llegan intactos a la estratosfera donde los rayos ultravioleta rompe sus moléculas liberando cloro y bromo que cataliza la conversión del ozono en oxígeno molecular. También es una amenaza para la capa de ozono las emisiones de óxidos de nitrógeno (NO y NO2) de las combustiones, con especial significación las producidas por los aviones en vuelos supersónicos a gran altura. En 1984-85 se descubrió el agujero de la capa de ozono en la zona antártica, lo que constituyó una sorpresa sin explicación inmediata. Se puede pensar que quizá ha habido otros cambios importantes como los encontrados ahora, o que incluso se producen con periodicidad y que hasta hoy han pasado desapercibidos, pero los factores "humanos" constituyen unas muy plausibles causas del fenómeno. Los análisis químicos demuestran la presencia de las sustancias mencionadas como destructoras catalíticas del ozono: monóxido de cloro, dióxido de cloro, monóxido de bromo, etc.

6. CONTAMINACION ATMOSFERICA Se entiende por contaminación atmosférica la presencia en el aire de sustancias y formas de energía que alteran la calidad del mismo, de modo que implique riesgos, daño o molestia grave para las personas y bienes de cualquier naturaleza. De ello se deduce que el que una sustancia sea considerada contaminante o no, dependerá de los efectos que produzca sobre sus receptores. Todas las actividades humanas, el metabolismo de la materia viva y los fenómenos naturales que se producen en la superficie o en el interior de la tierra van acompañados de emisiones de gases, vapores, polvos y aerosoles. Estos se difunden en la atmósfera y se integran en los diferentes ciclos biogeoquímicos que se producen en la Tierra.

6.1. Contaminación Natural y Artificial. La contaminación, como un proceso de impurificación de la atmósfera, tiene varios orígenes. Por un lado están las emisiones de sustancias ajenas a la atmósfera, producidas por la erosión de la superficie terrestre por los vientos, el transporte de polen, los incendios forestales o las erupciones volcánicas, que lanzan a la atmósfera cantidades ingentes de gases y cenizas, lo que constituyen ejemplos de contaminación natural. Por otro lado están las emisiones de sustancias contaminantes debidas a las actividades producidas por el hombre, muy variadas, no controladas, que pueden romper el equili brio de los ciclos biogeoquímicos, y que constituyen la llamada contaminación artificial y es la que trataremos en este tema.

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6.2. Emisores de contaminantes. Los principales focos antropogénicos de emisiones primarias contaminantes los podemos clasificar en: Focos fijos - Industriales: Procesos Industriales Instalaciones fijas de combustión - Domésticos: Instalaciones de calefacción Focos móviles

- Vehículos automóviles. - Aeronaves - Buques

Focos compuestos

- Zonas industriales - Areas urbanas

La mayoría de los focos de emisión de contaminantes están concentrados en áreas urbanas e industriales por lo que la contribución humana al problema de la contaminación atmosférica es predominantemente a escala regional o local. Los principales focos industriales contaminantes de la atmósfera son las chimeneas de las instalaciones de combustión para la generación de electricidad y calor industrial y los procesos industriales propiamente dichos, entre los que destacamos como más importantes: Industrias energéticas:………… Centrales térmicas. Refino del petróleo. Siderurgia:…………………….. Siderurgia integral. Fundiciones de hierro y acero Ferroaleaciones. Metalurgia no férrea:………….. Aluminio. Cobre. Plomo y Zinc. Industria del cemento. Industria inorgánica:…………. Acido sulfúrico. Acido nítrico. Industria orgánica:…………… Abonos. Industria papelera Industria alimentaria.

6.3. Tiempo de residencia de los contaminantes. Las sustancias contaminantes lanzadas a la atmósfera por los múltiples focos emisores que se han descrito, permanecen en ella durante un tiempo más o menos largo, denominado tiempo de residencia. Este período de permanencia está relacionado con la capacidad de la atmósfera para dispersarlas, con la reactividad química de la sustancia y con el lavado de la atmósfera que efectúa la lluvia y la nieve, efectos todos ellos que contribuyen a ir reduciendo la concentración de contaminantes. La atmósfera no se limita al papel de sujeto pasivo de la contaminación sino que interviene activamente en el proceso desde el momento en que los contaminantes son inyectados La atmósfera es un sistema termo e hidrodinámico de extraordinaria complicación en el que coexisten movimientos de escalas tan diferentes como la hemisférica y la molecular, junto con una gama de movimientos intermedios. La interacción y la re-

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distribución constante de materia y energía, ingresa a la mayoría de los contaminantes en los ciclos biogeoquímicos existentes lo que supone un mecanismo de autorregulación y limpieza natural de sustancias extrañas que da como consecuencia una disminución del tiempo de residencia de los contaminantes en la atmósfera.

6.4. Contaminantes más usuales. Podemos clasificar los contaminantes atmosféricos, según su naturaleza en: sustancias químicas y formas de energía. A este segundo grupo pertenecen las radiaciones ionizantes y el ruido, que tienen gran importancia en los procesos de degradación am biental. Los contaminantes químicos pueden clasificarse en contaminantes primarios y secundarios. Se entiende por contaminantes primarios aquellas sustancias que son vertidas directamente a la atmósfera desde los focos contaminantes. Son emitidas por diversos tipos de fuentes, de naturaleza y composición química variada. Se pueden agrupar por su estado físico (sólidos, líquidos y gases) o por elementos químicos comunes (SO x, NOx, Cl2, C1H).

6.4.1. Contaminantes primarios. Los contaminantes primarios pueden originar alteraciones en la calidad del aire produciendo lo que se conoce como contaminación convencional. Este tipo de contaminación suele tener un ámbito local limitado al entorno de los focos emisores. Los contaminantes de este tipo, que con mayor frecuencia se encuentran en la atmósfera son: GASES:

AEROSOLES:

Oxidos de azufre SO2, SO3 y SH2 Oxidos de nitrógeno NO, NO2, NOx Hidrocarburos HnCm Monóxido de carbono CO Dióxido de carbono CO 2 Partículas sólidas y líquidas

Otras sustancias que se presentan en la atmósfera más raramente, pero que pueden dar lugar a alteraciones importantes del medioambiente atmosférico, en zonas muy concretas, por lo general asociadas al entorno próximo del foco que los produce, son: METALES PESADOS:

Plomo, Cromo, Cobre, Manganeso, Cadmio. Vanadio, Niquel, Arsénico, Mercurio. SUSTANCIAS MINERALES: Asbestos, Amianto. COMPUESTOS HALOGENADOS Y SUS DERIVADOS: CIH, Cl2 y derivados del cloro. FH y derivados del flúor. COMPUESTOS ORGANICOS: Compuestos Orgánicos Volátiles Hidrocarburos aromáticos polinucleares COMPUESTOS ORGÁNICOS AZUFRADOS: Mercaptanos, etc. COMPUESTOS ORGÁNICOS HALOGENADOS: Policlorobifenilos (PCBs) Dioxinas, Furanos, etc. SUSTANCIAS RADIACTIVAS.

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Los Oxidos de Azufre. El óxido de azufre que se emite a la atmósfera en mayores cantidades es el dióxido de azufre SO 2 y en menor proporción (1 ó 2% del anterior) del trióxido de azufre SO3. El SO2 es un gas incoloro, de olor picante e irritante, más pesado que el aire, que se desplaza rápidamente en la atmósfera y es muy estable. El SO 3 es un gas incoloro y muy reactivo, que condensa fácilmente. En condiciones normales no se encuentra SO 3 pues reacciona fácilmente con el agua, formando ácido sulfúrico H2SO4. La combustión de cualquier sustancia que contenga azufre produce emisiones de SO 2 y SO3 y la cantidad de este último depende de las condiciones de reacción, especialmente de la temperatura, oscilando entre 1 y 10% de los SO x producidos. Un mecanismo de formación de los SOx podría ser: S + O2 → SO2 2SO2 + O 2 → 2SO3 La segunda reacción se produce en pequeña escala y tiene lugar muy lentamente, a la temperatura atmosférica, siendo favorecida por la acción de los catalizadores. El efecto neto es que la emisión de los óxidos de azufre se realiza fundamentalmente en forma de SO2. Los óxidos de Nitrógeno. Los contaminantes que poseen nitrógeno se clasifican en tres grupos: formas orgánicas, formas oxidadas y formas reducidas. Se conocen ocho óxidos de nitrógeno diferentes. Sólo tienen interés como contaminantes dos de ellos, el óxido nítrico, NO, y el dióxido de nitrógeno, NO2. El resto se encuentran en equilibrio con estos dos, pero en concentraciones tan bajas que carecen de importancia. El óxido nítrico NO, es un gas incoloro, no inflamable, inodoro y tóxico. El dióxido de nitrógeno NO 2 es un gas pardo-rojizo, no inflamable, tóxico y asfixiante. Los óxidos de nitrógeno se forman por oxidación de nitrógeno atmosférico durante los procesos de combustión a temperaturas elevadas, según las siguientes reacciones: N2 + O2 → 2NO 2NO + O2 → 2NO2 La mayor parte de los NO X emitidos lo son en la forma NO. Hidrocarburos. Son sustancias orgánicas que contienen sólo carbono e hidrógeno. Se conocen millares de ellos y su estado físico depende de su estructura molecular y del número de átomos de carbono que forman su molécula. Los primeros de las series, 1 a 4 carbonos, son gaseosos a temperaturas ordinarias, siendo éstos los más importantes en el fenómeno de la contaminación atmosférica, ya que favorecen la realización de reacciones fotoquímicas. Monóxido de Carbono. Es el contaminante más abundante en la capa inferior de la atmósfera, especialmente en el entorno de las grandes ciudades. Es un gas incoloro, inodoro e insípido, difícil de licuar, (punto ebullición –192ºC), densidad 0'96 de la del aire y no es apreciablemente soluble en agua. Es inflamable y arde con llama azul, aunque no mantiene la combustión Se produce generalmente: 1) por combustión incompleta del carbono, 2) por reacción a elevada temperatura entre el CO 2 y materiales que contienen carbono y 3) por disociación del CO 2 a altas temperaturas, 4) por oxidación atmosférica del metano CH 4 procedente de la fermentación anaerobia de la materia orgánica, 5) por procesos de producción y degradación de la clorofila en las plantas. 20/28



Los principales problemas de contaminación atmosférica con CO son debidos a la combustión incompleta de carburantes de los automóviles Dióxido de Carbono. Es un gas incoloro e inodoro, no tóxico, más denso que el aire, que se presenta en la atmósfera en concentraciones que oscilan entre 250 y 400 ppm. En realidad, no puede considerarse como contaminante en sentido estricto, ya que no es tóxico, y está presente en atmósferas puras de modo natural. No obstante, por los posi bles riesgos que entraña su acumulación en la atmósfera, como consecuencia de las alteraciones producidas en su ciclo por las actividades humanas que pudieran dar lugar a una modificación del clima del planeta, lo consideramos como sustancia contaminante. Metales pesados. Se han identificado recientemente como una nueva clase de contaminantes, quizá más peligrosos para el medio ambiente que los gases anteriores. Los metales se encuentran en la atmósfera en muy bajas concentraciones, pero no son degradados, ni química ni biológicamente, por la naturaleza, lo que origina su persistencia en ella. Esta persistencia lleva a la ampliación biológica de los metales en las cadenas tróficas y por ello, las concentraciones de metales en los miembros superiores de las cadenas pueden alcanzar valores muy superiores a los encontrados en la atmósfera. Entre los más importantes por sus efectos sobre la salud del hombre está el mercurio y el plomo. La cantidad de plomo en el aire ha experimentado un marcado aumento como consecuencia de las actividades humanas siendo las concentraciones de plomo en las áreas urbanas de 5 a 50 veces superiores que en las áreas rurales. Compuestos halogenados. De entre los productos químicos que contienen halógenos en su molécula, son contaminantes de la atmósfera: el cloro, el fluoruro de hidrógeno, el cloruro de hidrógeno y ciertos haluros. Entre éstos, destacamos la acción tóxica del flúor y sus derivados sobre los vegetales y la cabaña bovina. Compuestos orgánicos. Independientemente de los hidrocarburos, hay dos tipos de sustancias orgánicas, objeto de estudio como contaminantes atmosféricos. Son: los compuestos orgánicos volátiles (COV) y los hidrocarburos aromáticos polinucleares. Los primeros se producen por evaporación de sustancias orgánicas de baja tensión de vapor y los segundos provienen de la combustión incompleta de la materia orgánica. Este tipo de sustancias se asocian con compuestos cancerígenos y mutagénicos y, en la actualidad, no se descarta que a largo plazo, exposiciones a niveles relativamente bajos de estos compuestos, puedan producir tales efectos. Otros tipos de compuestos orgánicos contaminantes son los policlorobifenilos (PCBs), y un conjunto de sustancias llamadas dioxinas y los furanos. Los primeros se producen por incineración de residuos que contienen estos productos cuando no se hace a la temperatura necesaria para romper las moléculas (>1200ºC). Estas sustancias son de gran estabilidad lo que conlleva a la amplificación biológica. Las dioxinas y los furanos se forman durante determinadas reacciones intermedias en el procesado de productos químicos orgánicos fluorados y en la incineración de los residuos que contienen sustancias orgánicas fluoradas. Aunque el proceso de formación no es del todo conocido, ex perimentos recientes indican que se forman durante el enfriamiento de gases, cuando la temperatura de incineración no ha superado 900°C.

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Sustancias radiactivas. Se consideran estas sustancias como contaminantes porque emiten radiaciones ionizantes, que pueden provocar efectos nocivos cuando interaccionan con los seres vivos. Las radiaciones ionizantes emitidas por los radionúclidos, pueden ser de tres tipos: rayos α (núcleos de Helio), rayos β (electrones) y radiación γ (ondas electromagnéticas de altísima energía)

6.4.2. Contaminantes secundarios. Los contaminantes secundarios no se vierten directamente a la atmósfera desde los focos emisores, sino que se producen como consecuencia de las transformaciones químicas y fotoquímicas que sufren los contaminantes primarios en el seno de la misma. Las principales alteraciones atmosféricas producidas por los contaminantes secundarios son: la contaminación fotoquímica, la acidificación del medio y la disminución del es pesor de la capa de ozono.

6.5. Efectos de la contaminación sobre el Clima. 6.5.1. Contaminación fotoquímica. La contaminación fotoquímica se produce por la aparición en la atmósfera de oxidantes, originados al reaccionar entre sí óxidos de nitrógeno, hidrocarburos y oxígeno en presencia de la radiación ultravioleta solar. La formación de oxidantes se ve favorecida en situaciones estacionarias de altas presiones (anticiclones) asociados a una fuerte insolación y vientos débiles que dificultan la dispersión de los contaminantes primarios. El mecanismo de formación de oxidantes fotoquímicos es complejo, realizándose por etapas a través de una serie de reacciones químicas. El proceso completo no se conoce, aunque sí se conocen algunos aspectos generales del mismo, que podemos simplificar en los tres tipos de procesos siguientes: -Formación de ozono por desplazamiento del ciclo fotolítico de NO2

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La reacción inicial es la absorción de la radiación solar ultravioleta por el NO2 descomponiéndose en NO y O 2 según: NO2 + Luz (λ ≤ 420 nm) → NO + O - El oxígeno atómico formado reacciona muy rápidamente con el oxígeno molecular del aire para formar ozono: O +O2 → O3 - En ausencia de hidrocarburos en la atmósfera, el ozono reacciona con el NO para formar de nuevo NO 2 con lo que se cierra el ciclo fotolítico del NO2, no siendo significativa la formación neta de ozono.

- Formación de radicales libres activos.

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La presencia de radicales oxigenados orgánicos y minerales en el aire, hacen que el NO generado por la descomposición del NO 2, se oxide rápidamente a NO2, de la forma siguiente: ROx + NO → ROy +NO 2 Esta reacción da lugar a una acumulación de ozono que al reaccionar con los hidrocarburos producirá radicales libres muy reactivos según: ROy + O3 → RO −

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-Formación de productos finales.

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Los radicales libres formados reaccionan con otros radicales, con contaminantes primarios y con constituyentes del aire, dando lugar a una mezcla compleja de productos oxidantes siendo uno de los más importantes el nitrato de peroxiacetileno (PAN) formado a partir de radicales de peroxiacilo.

El resultado final es la producción de una mezcla de sustancias de gran poder oxidante, siendo el ozono la más abundante de ellas. Es esta la razón, unida a la relativa facilidad con que se miden las concentraciones de ozono en el aire, por la que se suele utilizar esta sustancia como índice de la gravedad de la contaminación fotoquímica. Este tipo de contaminación, conocida como smog fotoquímico se observó por primera vez en Los Angeles (California) en 1944 y se presenta en la actualidad, cada vez con más frecuencia, en grandes ciudades industrializadas y que soportan densidades intensas de tráfico. Las fluctuaciones horarias de contaminantes, determinan la intensidad del smog. En las primeras horas de la mañana se produce una intensa emisión de hidrocarburos y NO al comenzar la actividad humana en las ciudades (calefacciones y tráfico). El NO se oxida a NO2 aumentando la concentración de este último en la atmósfera. Las concentraciones superiores de NO 2 unido a radiación solar más intensa ponen en marcha el ciclo fotolítico del NO 2 generando oxígeno atómico que al transformarse en O 3 conduce al aumento de la concentración de este elemento y de radicales libres de hidrocarburos. Estos al combinarse con cantidades apreciables de NO, producen disminución de este compuesto en la atmósfera y este descenso del NO impide que se complete el ciclo fotolítico aumentando rápidamente la concentración de O 3. A medida que avanza la mañana la radiación solar favorece la formación de oxidantes fotoquímicos, aumentando su concentración en la atmósfera. Cuando disminuyen las concentraciones de los precursores (NO, NO 2 e hidrocarburos) en la atmósfera, cesa la formación de oxidantes y sus concentraciones disminuyen al avanzar el día. De ahí que la contaminación fotoquímica se manifieste principalmente por la mañana en el entorno de las ciudades.

6.5.2. Acidificación del medio ambiente. Lluvias ácidas. Se llama acidificación del medio a la pérdida de la capacidad neutralizante del suelo y del agua, consecuencia del retorno a la superficie, en forma de ácidos, de los óxidos de azufre y nitrógeno descargados a la atmósfera. La amplitud e importancia de la acidificación del medio es debida a las grandes cantidades de óxidos de azufre y de nitrógeno lanzados a la atmósfera, siendo de destacar que del total de las emisiones de SO 2 en el planeta, unos 200 millones de toneladas/año, aproximadamente la mitad, son emitidas por las actividades humanas fundamentalmente en las regiones industrializadas del hemisferio Norte que ocupa menos del 5% de la superficie de la Tierra. El proceso de acidificación se origina de la forma siguiente:

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En el proceso de combustión de combustibles fósiles se libera el azufre y el nitrógeno emitiéndose a la atmósfera como SO 2 y NOx respectivamente. Estos óxidos sufren: transporte a larga distancia, reacciones químicas, precipitación y deposición y finalmente retornan a la superficie donde se absorben por los suelos, las aguas y la vegetación.

FIG. 8

El retorno a la tierra puede realizarse de dos formas: a) Deposición seca: los óxidos retornan a la superficie en forma gaseosa o de aerosoles Puede ocurrir cerca o lejos de las fuentes de emisión, lo que depende de las condiciones de dispersión. No obstante la deposición en seco es predominantemente en zonas próximas al foco emisor. b) Deposición húmeda: la mayor parte de SO2 y NOx sufre oxidación que da lugar a la formación de H2SO 4 y HNO3. Estos ácidos se disuelven en las gotas de agua de nubes y lluvia, retornando al suelo con las precipitaciones. Una parte de estos ácidos se neutralizan por sustancias presentes en el aire, como el amoníaco. Las proporciones en que se realiza la deposición húmeda y seca de SO 2 depende de la velocidad con que se oxida pasando a sulfato, y esta velocidad de reacción está condicionada por las variaciones en la concentración de SO 2 y por la presencia en el aire de otras sustancias como óxidos de nitrógeno, hidrocarburos, etc. La deposición húmeda adquiere mayor importancia a grandes distancias.

6.5.3. Rotura de la capa de Ozono El descubrimiento del O 3 y su existencia en la atmósfera se realiza a mediados del siglo XIX y las primeras mediciones sobre su cantidad y variación datan de 1930. En 1974 se alertó sobre los peligros de las emisiones de ciertos productos químicos (clorofluorocarbonos), por considerarlos directamente responsables de la destrucción de la capa de ozono.

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Recientes experimentos realizados en la Antártida ponen de manifiesto la aparición, durante los meses de septiembre y octubre de cada año, de extensas zonas en la vertical del Polo Sur, donde se producen importantes disminuciones de la concentración de ozono, fenómeno que se conoce como Agujero de Ozono Antártico. Algunos científicos lo atribuyen a fenómenos meteorológicos no totalmente conocidos, otros lo consideran debido a un desplazamiento de un equilibrio de la química de la estratosfera, interviniendo numerosas y complejas reacciones químicas, fotoquímicas y procesos de mezcla. Desde este último punto de vista, las principales sustancias que aparecen implicadas en la destrucción del ozono son los clorofluorocarbonos, si bien no son las únicas responsables. Otros gases, tales como NO x, derivados del Br y compuestos hidrogenados se combinan con los derivados del cloro para modificar el frágil equilibrio de la capa de ozono de la estratosfera.

6.5.4. Calentamiento atmosférico. Efecto invernadero. Observaciones realizadas en todo el mundo muestran que la concentración de CO 2, que oscilaba entre 260-290 ppm antes de 1950 ha llegado a ser de 330 ppm en 1976, aumentando a un ritmo de alrededor de 1 ppm en el curso de los últimos veinte años. Este incremento de CO 2 es debido a la combustión de combustibles fósiles, incendios forestales y tala progresiva de bosques que produce una disminución de la masa forestal y reducción de la tasa de absorción total del CO 2 presente en la atmósfera. Este incremento puede alterar la temperatura de la Tierra debido a que el CO 2 es transparente a la radiación solar, que la deja pasar libremente, pero absorbe la radiación infrarroja emitida desde la tierra. El efecto total es que a mayor concentración de CO 2 mayor cantidad de energía recibida por el planeta queda atrapada en la atmósfera en forma de calor. Este fenómeno se conoce como efecto invernadero y produciría un recalentamiento de la atmósfera. Se ha estimado que de duplicarse la tasa de CO 2 podría aumentar en 2 ó 3ºC la temperatura de la atmósfera y se prevé que a finales de siglo la temperatura global de la Tierra aumente en 1ºC y siga aumentando. En las zonas lluviosas se incrementarán las precipitaciones y las zonas áridas serán aún más áridas, mientras que los hielos polares comenzarán a derretirse y subirá el nivel de los mares y océanos, amén de otras muchas consecuencias secundarias y locales, como podemos citar: cambios en la circulación atmosférica, aumento del número de ciclones al calentarse el mar, aumento de las zonas de sequía, disminución de la producción agrícola, aumento del número de organismos patógenos como mosquitos transmisores de enfermedades, etc.

6.6. Medidas de protección contra la contaminación. La contaminación atmosférica es el resultado de la aplicación de una tecnología defectuosa o mal empleada, así como de la ausencia de criterios ambientales al realizar las planificaciones industriales. Las acciones para prevenir y reducir la contaminación atmosférica podemos agruparlas en dos grupos:

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6.6.1. Acciones preventivas. Están dirigidas a evitar la aparición de los problemas ambientales y entre ellas detacamos: Planificación de los usos del suelo, para la ubicación adecuada de industrias contaminantes, creación de zonas amortiguadoras de efectos y planes de ordenación urbana con criterios ambientales. Tecnología de baja o nula emisión de residuos, basada en procesos que tratan de evitar la contaminación en el origen de la misma. Varias son las acciones a llevar a ca bo: Modificación de procesos y equipos de fabricación, recuperación y reciclado de subproductos, reformulación del producto, etc. Evaluaciones del impacto ambiental. Estos estudios prevén las alteraciones que sobre el medio ambiente va a provocar la realización de determinadas acciones, planes y proyectos, con el fin de adoptar las medidas correctoras que mitiguen los impactos antes de que se produzcan.

6.6.2. Acciones correctivas. Si las medidas preventivas no son viables porque se dan situaciones de hecho, o no se dispone de tecnologías limpias, o su aplicación no es posible por razones económicas, se adoptan acciones correctivas para evitar la descarga de contaminantes a la atmósfera. Pueden adoptarse dos tipos de acciones: Concentrar y retener los contaminantes con equipos adecuados de depuración. Tiene el inconveniente de que traslada la contaminación de un medio (atmósfera) a otro (suelos y aguas). Además, los equipos depuradores son caros y consumen energía, por lo que es necesario aumentar la producción para su amortización, lo que aumenta la contaminación. Expulsar los contaminantes por chimeneas adecuadas de forma que la dilución sea suficiente para evitar concentraciones elevadas a nivel del suelo. Esto atenúa la contaminación a nivel local pero puede producir lluvias ácidas en lugares alejados de las fuentes.

6.6.3. Acciones para prevenir el efecto invernadero. Están basadas en el control de las emisiones de CO 2 a la atmósfera bien disminuyendo los focos emisores: lucha y prevención de incendios forestales, control de la deforestación indiscriminada, disminución del tráfico de vehículos de motor y control de las calefacciones domésticas, control de las emisiones industriales, etc. o bien promoviendo una política de reforestación. Un programa intensivo de repoblación forestal aumentaría la productividad de los bosques como sumideros del CO 2 atmosférico, pero para compensar los 5·10 12 Kg de carbono descargado a la atmósfera sería necesario plantar árboles de rápido crecimiento en toda un área equivalente a la que ha sido forestada hasta ahora. Los costes serían inmensos pero la reforestación puede jugar un papel fundamental en la eliminación del

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dióxido de carbono generado por la actividad humana. Por otro lado, aún siendo cara, puede ser más barata que otras muchas opciones alternativas y además aporta otros muchos beneficios: proporciona madera, disminuye la erosión del suelo, mejora el régimen hídrico y permite una mayor diversidad biológica.

ANEXO Demostración de la Ecuación:

T 1 − T 1 ' = (Λ − λ).∆ z

Coeficiente de enfriamiento adiabático: λ = −

∆T T − T 0 =− 1 ∆ z ∆ z

de donde:

T 1 = T 0 − λ.∆ z

Gradiente geométrico de disminución real de temperatura: Λ = −

T 1 '−T 0 ' ∆ z

T 1 ' = T 0 '−Λ.∆ z

restando ambas ecuaciones, resultará: T 1 − T 1 ' = (T 0 − T 0 ') − λ.∆ z − (− Λ.∆ z ) T 1 − T 1 ' = (Λ − λ).∆ z y considerando que T 0 = T 0 ' resulta:

c.q.d.

BIBLIOGRAFÍA RECOMENDADA Jose AGUILAR PERIS. Termodinámica y Mecánica Estadística. Ediciones Saber. VALENCIA. CIA.

Joaquín CATALA DE ALEMANY. Física General. Ediciones Saber. VALENINVESTIGACION Y CIENCIA.(SCIENTIFIC AMERICAN). Artículos: Atmósfera y contaminación atmosférica. N 37. ocT/ls79. Dióxido de carbono y clima mundial. N° 73. OCT/1982. Contaminación atmosférica por partículas. N 133. OCT/1987. Cambio climático global. N 153. JUN/1989. El desafío de la lluvia ácida. N 145. OCT/1988.

Jose Manuel SANZ SA. La Contaminación Atmosférica. Unidades Temáticas Ambientales de la Secretaría de Estado de Medio Ambiente. MOPT. MADRID.

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Tratamiento Didáctico ---------------------------------------------------------------------------------------------------------OBJETIVOS Conocer en profundidad la atmósfera, como medio en donde desarrollamos nuestra vida, los fenómenos meteorológicos y explicarlos a la luz de las leyes de la física y su perar las viejas concepciones supersticiosas relacionadas con ellos. Iniciarse en el estudio de la observación meteorológica y recogida de datos. Crear conciencia del grave problema de la contaminación atmosférica por la actividad humana e industrial, para promover la adopción de medidas correctoras. UBICACIÓN El presente tema no está contemplado en los actuales currículos de la ESO, por ello, y dado el elevado nivel conceptual, debe ubicarse, en su caso, en el 2º curso de Bachillerato, como tema de especialización dentro de la Física y en algunos aspectos puede explicarse parte de él, como tema transversal de protección de la naturaleza. TEMPORALIZACIÓN El tema puede exponerse teóricamente en un periodo de tiempo de 4 horas y dedicar 2 horas más a la experimentación práctica en el laboratorio con los equipos de meteorología básica existentes en los centros. METODOLOGÍA Se explicará, en clases teóricas, los contenidos fundamentales del tema, descripción de la atmósfera, fenómenos meteorológicos, balance energético, contaminación, etc. mostrando constantemente ejemplos fáciles de observar. Motivar al alumno en la observación, descripción y explicación de los fenómenos atmosféricos, mediante una metodología activa y participativa. Realización de observaciones de laboratorio de meteorología, recopilando datos y realizando trabajos. CONTENIDOS MÍNIMOS Estructura de la atmósfera. Capas. Concepto de presión atmosférica. Barómetros. Energía en la atmósfera y su distribución. Efecto invernadero. Concepto de humedad. Higrómetros. Punto de rocío. Escarcha. Distribución vertical de la temperatura. Inversiones. Formación de nubes. Nieblas. Tormentas. Circulación general en la atmósfera. Ciclones y anticiclones. La capa de ozono. Consecuencias de su destrucción. Contaminación atmosférica. Calentamiento atmosférico. Lluvia ácida. Medidas de protección. MATERIALES Y RECURSOS DIDÁCTICOS Apuntes de clase y especialmente recopilación de artículos de revistas y periódicos sobre trabajos de meteorología, fenómenos atmosféricos e investigaciones actuales so bre el tema. Material de laboratorio de meteorología con: barómetros, higrómetros, pluviómetros y materiales para el tratamiento de datos manual o automático. Medios audiovisuales como: vídeos didácticos sobre fenómenos meteorológicos, previamente seleccionados, relacionados con el tema. EVALUACIÓN Pruebas objetivas escritas de carácter teórico sobre los conceptos fundamentales relacionados con el tema, valorando comprensión, memorización y aplicación de estos conceptos a situaciones reales. Valoración de las prácticas realizadas en el laboratorio y los trabajos de campo. Pruebas de opción múltiple con preguntas de varias respuestas (3 falsas y 1 cierta) que obligue al alumno al razonamiento de las situaciones planteadas. 28/28

Fisica de La Atmosfera

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