CIRCULACION VERTICAL Y ESTABILIDAD DE LA ATMOSFERA

Principios relacionados con la circulación vertical


Porción de aire

A lo largo de la lección, se tratará el concepto de porción de aire. Esta porción, teóricamente infinitesimal, es un cuerpo nítido de aire (un número constante de moléculas) que actúa como un todo. Pero al ser independiente, no se mezcla fácilmente con el 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 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. En la figura 4-1, las líneas punteadas indican el gradiente vertical adiabático seco con diversas temperaturas al inicio y a lo largo del eje horizontal. Se debe recordar que la pendiente de la línea permanece constante, independientemente de su temperatura inicial en el diagrama.

Figura 4-1. Gradiente vertical adiabático seco

Gradiente vertical adiabático húmedo

Al elevarse, una porción de aire seco que contiene vapor de agua seguirá enfriándose en 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. La figura 4-2 ilustra este nuevo gradiente, conocido como gradiente vertical adiabático húmedo. 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.

Figura 4-2. Gradiente vertical adiabático húmedo

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. Como se indica en la figura 4-3, el perfil de la temperatura puede variar considerablemente con la altitud; algunas veces puede alcanzar gradientes mayores que el adiabático seco y en otras ocasiones, menores. El fenómeno producido cuando la temperatura aumenta con la altitud se conoce como inversión de la temperatura. En la figura 4-4, esta inversión se produce en elevaciones de 200 a 350 m. Esta situación es importante principalmente en la contaminación del aire porque limita la circulación vertical de este.

Figura 4-3. Gradiente vertical ambiental

Figura 4-4. Inversión de la temperatura



Altura de mezcla

Recuerde la analogía de la porción de aire con un globo. La figura 4-5 indica tres maneras 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.

Figura 4-5. Relación del gradiente adiabático con la temperatura del aire

Los mismos principios se aplican para las condiciones reales de la atmósfera cuando 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, como el de la figura 4-6, 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.

Figura 4-6. Altura de mezcla