estabilidad atmosferica

NOCIONES GENERALES DE ENERGA ELICA

CAPTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFRICA 38

3. ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFRICA 3.1. INTRODUCCIN.

l contenido de este captulo, que versa sobre los movimientos verticales del aire, es objeto preferente

de estudio de los meteorlogos, o fsicos del aire. Es fundamental la comprensin de la estabilidad atmosfrica a fin de poder interpretar los modelos matemticos ms recientes de orografa y viento.

A modo de introduccin, van a mencionarse la ley del

equilibrio hidrosttico y dos resultados sobre la densidad del aire.

El aire est en equilibro hidrosttico, entendindose por

tal el equilibrio entre dos fuerzas: la de la gravedad, hacia la superficie terrestre, y la debida al decrecimiento de la presin con la altura, hacia arriba, que es la fuerza del gradiente de presin, o de la presin, que aparece siempre que se dan diferencias bricas. Esto se conoce como ley del equilibro hidrosttico, puede formularse as:

Donde: dp es la presin que ejerce una capa atmosfrica,

la densidad del aire, g la aceleracin de la gravedad, y dz el espesor de la capa considerada.

Para una presin determinada, la densidad del aire depende

de la temperatura. Este resultado es consecuencia de la ley de los gases perfectos de donde sale:

Luego, a mayor temperatura del aire, menor es su densidad,

y al revs. En conclusin, el aire clido es ligero y el fro, denso y pesado.

Por ltimo, a igualdad de presin y de temperatura, el

aire hmedo es algo ms liviano que el seco, ya que el peso molecular del aire hmedo es inferior al del seco.

E

dzgdp =

TRp=



3.2. PROCESOS Y GRADIENTES ADIABTICOS EN LA ATMSFERA.

e dice que un proceso fsico es adiabtico cuando no se produce intercambio calorfico entre el sistema en el

que se realiza y el exterior al sistema. Como consecuencia de la primera ley de la Termodinmica, toda compresin adiabtica da lugar a un calentamiento y toda expansin adiabtica, a un enfriamiento (esto es as, porque, de la citada ley, Q = U + W, es decir, el calor suministrado a un gas es igual a la suma de la variacin de su energa interna ms la variacin de su trabajo; si el proceso es adiabtico, Q = O, luego al disminuir el trabajo por compresin ha de aumentar la energa interna, o sea, se incrementa la temperatura).

En la atmsfera, los ascensos y descensos de aire, sea,

por ejemplo, una partcula, porcin o burbuja, se producen con la suficiente rapidez como para que, dada la mala conductividad trmica del aire y la lentitud de las mezclas y otros procesos de transferencia energtica, no se intercambie calor con el aire de los alrededores. Consecuentemente, los ascensos y descensos de aire pueden considerarse procesos adiabticos. Apliquemos, entonces, a ellos los resultados derivados de la primera ley de la Termodinmica.

De forma sinptica:

adiabtico Ascenso disminucin de presin aumento de volumen o expansin eeennnfffrrriiiaaammmiiieeennntttooo Descenso aumento de presin disminucin de volumen o compresin calentamiento adiabtico

Una burbuja de aire, al ascender, va siendo sometida cada vez a una menor presin, ya que tiene, progresivamente, menor espesor atmosfrico por encima de ella. Al disminuir la presin sobre la burbuja, aumentar su volumen, esto es, se expansionar. Como el proceso de la expansin puede considerarse adiabtico, conlleva, por la primera ley de la Termodinmica, un enfriamiento. La explicacin de la segunda cadena de implicaciones es, anloga.

Evaluemos, ahora, el enfriamiento y calentamiento

descrito. Para ello hay que distinguir dos tipos de ascensos y descensos adiabticos:

a) los llamados secos, en los que no se producen cambios de estado del vapor de agua que porta el aire que sube o baja

b) los llamados hmedos o saturados, en los que hay cambios de estado del vapor de agua (ste, al saturar la

S



burbuja, se condensa o sublima, dando lugar a un desprendimiento de calor latente). En el primer caso, el enfriamiento y calentamiento se

evala en 1 C/l00m, es decir, en una disminucin de 1 C por cada cien metros de elevacin y en idntico aumento por cada cien metros de descenso. Este valor recibe el nombre de gradiente adiabtico del aire seco (), aunque es preferible el de incremento o decrecimiento adiabtico del aire seco.

En el segundo caso, el gradiente, o incremento o

decrecimiento, adiabtico del aire saturado () se reduce a 0,5 C/l00 m, aproximadamente, ya que la condensacin que se produce aporta calor. Este ltimo valor no es constante, acercndose con la altura al primer valor, al disminuir progresivamente la velocidad de condensacin.

Por ltimo, tngase presente que, en un momento

determinado y sobre la vertical de un lugar, cada nivel troposfrico tiene una cierta temperatura, que registran los sondeos atmosfricos, y que supone unos determinados gradientes trmicos verticales (), o variaciones de la temperatura con la altura. 3.3. EL EFECTO FHN.

omo aplicacin de lo anterior, puede explicarse ahora el llamado efecto Fhn, asociado al viento homnimo,

que sopla en los Alpes, aunque se produce con otros vientos similares en otros muchos lugares del planeta, como ser el producido a lo largo de nuestra cordillera norte, denominado viento zonda.

Vemoslo con un ejemplo, representado en la figura

adjunta. Sea un flujo de aire que con una temperatura de 15 C se dirige hacia un obstculo orogrfico notable (la cordillera de Los Andes). Tras alcanzar la base de la ladera de

C



barlovento, a 200 metros de altitud, se ve forzado a ascender. El aire en su ascenso ir disminuyendo su temperatura a razn de 1 C / 100m, suponiendo que no est saturado. De esta manera, a los 400 metros tendr 19 C y a los 600, 11 C.

Supongamos que, alcanzado este nivel, comience a

producirse condensacin del vapor de agua que posee el aire que sube. Entonces, a partir de los 600 m el aire, en su ascenso, perder 0,5 C / l00m. As, a los 800 m poseer una temperatura de 10 C y a los mil, donde situamos la cima, 9 C. Hay que suponer que la nubosidad generada a partir del nivel de condensacin produce precipitacin, es decir, las gotas formadas van siendo eliminadas del aire ascendente (tal evolucin se denomina pseudoadiabtica y es, en mayor o menor medida, bastante frecuente en los barloventos sometidos a flujos hmedos). Sea, ahora, el nivel altitudinal de la cima aquel en el que cesa la condensacin, aunque podra ser otro cualquiera. En este caso, sobrepasado ese nivel culminar e iniciado el descenso por la ladera de sotavento, el aire, ya no saturado, ir ganando 1 C / 100 m, de manera que a los 800 m tendr 11 C, a los 600 m, 19 C, a los 400 m, 15 C, y a los 200 m, 17 C. En consecuencia, alcanzar la base del obstculo orogrfico en la cara de sotavento con una temperatura ms alta que la que tena, al mismo nivel altitudinal, en la de barlovento.

Ese viento resultante, a sotavento, clido y seco, y, a

menudo, impetuoso, por los efectos de canalizacin orogrficos, define el llamado efecto Fhn.

Ntese que lo que puede parecer un sorprendente

calentamiento del aire por el mero hecho de atravesar un relieve montaoso, condensando su humedad y originando precipitacin en la ladera de barlovento, se debe al desprendimiento de calor latente en el fenmeno de la condensacin y la inexistencia - al menos en igual cuanta- de evaporacin del agua lquida, que consumira calor, por haber sido eliminada - en parte - como precipitacin.

Otros vientos con un marcado efecto Fhn, aparte de este

viento alpino, son el chinook, de las Montaas Rocosas, y el zonda, prximo a los Andes argentinos, cordilleras que suponen imponentes obstculos orogrficos, por su altura y perpendicularidad, a los flujos hmedos del Pacfico. En Espaa, el poniente, que suele regar con generosidad la mitad occidental de la Pennsula Ibrica, alcanza las costas orientales, a veces, con un claro efecto Fhn. El levante, una vez ha atravesado el estrecho de Gibraltar, tiene caracteres similares, y los vientos de componente sur, en el Cantbrico.



En algunos lugares del Pirineo se habla del fagueo o fogony, para designar vientos de tipo Fhn. En las reas nevadas, estos vientos provocan un rpido y peligroso deshielo. Por otra parte, es bien conocida la influencia excitante que sobre los humanos y los animales comportan estos vientos clidos y resecos, que llegan a considerarse, en lo penal, en algunos pases, como factores atenuantes de culpa en ciertos delitos cometidos durante los episodios en que soplan. 4.4. ESTRATIFICACIN DEL AIRE: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD

a tropsfera, o, mejor, una de sus capas, presenta una estratificacin estable, y se dice comnmente que hay

estabilidad atmosfrica, cuando al separar verticalmente, tanto hacia arriba como hacia abajo, una partcula de aire del nivel en que se encuentra, tiende a volver a su posicin primitiva. De este modo, los movimientos verticales del aire se ven dificultados. Si, por el contrario, la partcula de aire separada verticalmente tiende a proseguir el movimiento en el sentido en que se ha iniciado, alejndose del nivel de partida, hay estratificacin inestable o inestabilidad atmosfrica. En este caso, los movimientos verticales del aire se ven favorecidos. Un tercer caso, denominado de estratificacin neutra o indiferente, es aquel en el que la partcula de aire separada verticalmente de su nivel de partida queda en la nueva posicin a la que se lleva, sin volver a la posicin inicial ni proseguir en su movimiento. As, los movimientos verticales del aire ni son dificultados ni favorecidos. El tipo de estratificacin del aire se deduce de la comparacin de la temperatura de la partcula de aire en el nivel al que se lleva con la del aire ambiente en ese nivel, ya que la densidad del aire, y, por tanto, su flotabilidad, depende, para una presin determinada - la del nivel de comparacin - de la temperatura. En realidad, se trata de la temperatura llamada virtual, que tiene en cuenta la pequea diferencia de densidad que causa la mayor o menor humedad del aire. A efectos prcticos, basta comparar las temperaturas usuales, de tal manera que si la de la partcula supera la del aire ambiente, asciende, y si es menor, desciende. Como la variacin de la temperatura de la partcula o burbuja de aire que se mueve verticalmente depende del tipo de evolucin adiabtica, seca o saturada, que siga, se van a diferenciar dos casos. Sea, en primer lugar, una evolucin adiabtica seca, es decir, en que la partcula que es separada de su nivel atmosfrico realiza el movimiento vertical sin

L



condensar su vapor de agua. En este caso, variar su temperatura a razn de 1 C / 100 m (). Pues bien, dado un cierto gradiente trmico vertical en el estrato areo estudiado (), que determinan los sondeos, la estratificacin del aire ser: estable, si < inestable, si > neutra, si = Sea, ahora, una evolucin adiabtica saturada, es decir, en que la partcula o burbuja de aire que es separada de su nivel atmosfrico realiza el movimiento vertical condensando su vapor de agua. En este caso, variar su temperatura a razn de 0,5 C /l00m ('). Pues bien, la estratificacin del aire ser: estable, si < inestable, si > neutra, si = En las figuras adjuntas se representan los ascensos y descensos de una burbuja de aire en diferentes casos de estratificacin y de evolucin adiabtica. Vamos a explicar el primero - los restantes se hacen de un modo similar -, para reforzar la comprensin de este tema. Un sondeo ha suministrado para los niveles altitudinales que se indican, desde los 300 a los 900 metros, las temperaturas que figuran en la columna vertical derecha. Supngase que tomamos una burbuja de aire del nivel de los 500 m, donde el aire tiene una temperatura de 15 C. Forcemos el ascenso de la burbuja hasta los 600 m, donde llegar con 14 C. Esta temperatura de la burbuja es inferior a la del aire que la rodea, de 14,3 C, luego, al ser ms fra, es tambin ms densa, y volver al nivel de partida de los 500 m. Si la forzamos a ascender a los 700 m, igualmente descender, porque all tendr 19 C, frente a 19,6 C del aire ambiente. Lo mismo se dar ms arriba.

Veamos qu ocurre si la burbuja es forzada a bajar, hasta los 400 m. Llegar all con 16 C, temperatura superior a 15,7 C, que es la del aire de ese nivel, por lo que, al ser ms caliente y ligera, subir hasta el nivel de partida. Algo similar se producir si la burbuja es llevada hasta los 900 m.

En resumen, los movimientos verticales del aire se ven dificultados: se trata de una estratificacin estable. A la misma conclusin se llega, de inmediato, teniendo en cuenta que el gradiente trmico vertical del ejemplo es U = 0,7C/100m < .



FIGURA 3.2. Cuatro ejemplos de estratificacin atmosfrica. Se representan cuatro casos de estratificacin del aire. Se supone una burbuja de aire forzada a ascender y descender desde el nivel de partida de los 500 m las temperaturas del aire de los diferentes niveles altitudinales considerados figuran a la derecha de las burbujas y las de stas en su interior. Las flechas de la derecha sealan la tendencia del movimiento vertical de las burbujas, una vez separadas de su nivel de origen.



FIGURA 3.3 Curva de estado de los casos primero y segundo de la figura 9.2. en unos ejes de coordenadas cartesianas, con altitud, en ordenadas y temperatura en abscisas. Se representan las temperaturas del aire de los casos citados, que definen las curvas de estado. Se aade, a trazos, la adiabtica seca. Las curvas de estado con mayor pendiente que la adiabtica corresponden a casos de estabilidad y las de menor pendiente, a casos de inestabilidad.

Las temperaturas de los niveles atmosfricos considerados y las de las evoluciones adiabticas seca y saturada pueden representarse en un sistema de ejes cartesianos, con la temperatura en el eje de abscisas y la altitud en el de ordenadas. Las primeras dibujan la llamada curva de estado.

Si sta tiene mayor pendiente que la adiabtica

correspondiente hay estabilidad y en caso contrario, inestabilidad.

Por ltimo, hay que precisar que el gradiente trmico

vertical no tiene por qu ser constante, dndose, con frecuencia, por ese motivo, estratificacin estable en un cierto espesor troposfrico e inestable en otro. Por otra parte, al sobrepasar un cierto nivel suele producirse, a menudo, condensacin, con lo que hay evolucin adiabtica seca en una capa y saturada en otra.



3.5. TEMPERATURA POTENCIAL

a temperatura potencial de una partcula de aire es la que alcanzara dicha partcula llevada por va

adiabtica reversible hasta un nivel con una presin atmosfrica convencional, que suele ser la de 1.000 hPa (prxima a la que, en promedio, se da al nivel del mar). Se trata, por tanto, de la temperatura que conseguira la partcula de aire al ser expandida o comprimida adiabticamente, por un movimiento vertical ascendente o descendente, respectivamente, desde el nivel que ocupa - con una presin y temperatura determinadas- hasta el de 1.000 hPa. Las temperaturas potenciales permiten conocer si una porcin de aire tiene una temperatura alta o baja, con independencia del nivel altitudinal en que se encuentre. Son las temperaturas que han de emplearse en la comparacin de las densidades de partculas de aire situadas a diferente altura (supuesta la humedad constante).

En la figura adjunta, se presenta un ejemplo que facilita

la explicacin del clculo de la temperatura potencial. Tenga el estrato atmosfrico considerado un gradiente trmico vertical = 0,7 C / 100 m y sea la temperatura a los 1.000 m de altitud de 4C, sin saturacin. Pues bien, al someter a la porcin de aire a una evolucin adiabtica seca hasta los 200 m, donde se da la presin de 1.000 hPa (podra haber sido en otro nivel), ganar 8 C, uno por cada descenso de cien

L

FIGURA 3.4 ejemplo grfico de clculo de la temperatura potencial



metros, y alcanzar 12 C. Este ltimo valor es la temperatura potencial de la porcin de aire inicial. Comprese ahora con la temperatura del aire a los 200 m: 9,6 C (ya que, 0,7 C / l00m x 800m = 5,6 C y 4 C + 5,6 C = 9,6 C). Puede, entonces, afirmarse que 4 C a los 1.000 m, en el caso analizado, es una temperatura relativamente alta.

Mediante la temperatura potencial se explica por qu el

aire fro, y, en consecuencia, denso, de niveles medios y altos de la tropsfera no cae, con estratificacin estable. No lo hace, porque, si inicia el descenso, va adquiriendo una temperatura ms alta que el aire que lo rodea, luego ha de volver al nivel de partida. En el ejemplo explicado, la partcula de aire tomada del nivel de los 1.000 m, con 4 C, llegara a los 900 m con 5 C, que es una temperatura superior a la del aire de esa altitud, que tiene 4,7 C, y volvera a su posicin primitiva. Finalmente, esto explica, de igual manera, la llamada paradoja de Shaw, que dice que, si con estabilidad atmosfrica, y para tratar de mitigar el fro de las montaas y el calor de los llanos, se agitara y mezclara el aire, se obtendra el efecto contrario al deseado, esto es, se enfriaran an ms las montaas y se calentara el llano. 3.6. INESTABILIDAD CONDICIONAL E INESTABILIDAD CONVECTIVA

e habla de inestabilidad condicional cuando una partcula de aire, inicialmente no saturada y con

tendencia a volver al nivel de partida, comienza a separarse de l una vez que ha alcanzado una altitud suficiente por causa de estar entonces afectada por una evolucin adiabtica hmeda, al haber superado el nivel de condensacin. Vemoslo con el ejemplo representado en la figura adjunta. Sean las temperaturas del espesor atmosfrico considerado las que se indican en la columna de la derecha, el nivel de partida, los 500 m de altitud, y el nivel de condensacin, a partir del cual se produce este proceso, los 700 m. Tomando una burbuja de aire de los 500 m, que tiene 15 C, y forzndola a ascender, alcanzar los 600 m con 14 C.

Como esta temperatura es inferior a la del aire del nivel

de los 600 m, que es 14,2 C, la burbuja tiende a volver al nivel de partida. Lo mismo ocurre si se lleva hasta los 700 m, as como si se fuerza a bajar a los 400 y a los 900 m, donde llegar con 16 y 17 C, respectivamente, valores que superan a los del aire ambiente correspondiente, con lo que la burbuja, ascendiendo, retornar al nivel de partida. Si la burbuja se lleva hasta los 800 m, al recorrer el ltimo centenar de metros, el comprendido entre los 700 m - nivel de condensacin - y los 800 m, slo perder 0,5 C, con lo que alcanza finalmente 12,5C, que todava, aunque por poco, es inferior a

S



la temperatura del aire ambiente. An, pues, caer, pero no as en el nivel de los 900 m, a donde llegar con 12 C, que supera los 1 1,8 C de ese nivel. Entonces, la burbuja ascender, como, igualmente, confirman los 11,5 C de la burbuja a los 1.000 m, frente a los 11,0 C del aire en ese nivel.

Resumiendo lo anterior, hay

una inestabilidad latente, a condicin de que la partcula sea obligada a ascender hasta una determinada altura. Si # ' no se dar inestabilidad condicional, mientras que en el caso ' < < habr inestabilidad, a partir de un cierto nivel, o estabilidad dependiendo de si el aire est o no saturado, respectivamente. A veces, cuando el relieve u otra causa obliga a ascender, con inestabilidad condicional, a un volumen de aire siendo la energa desatada cuantiosa - y el ascenso consiguiente vigoroso - con respecto a la inicial que forz el ascenso se habla de efecto de disparo.

Por inestabilidad convectiva

se entiende la causada por el aumento del gradiente trmico entre las partes inferior y superior de toda una columna de aire en ascenso en la que la base se satura antes que la parte de arriba. Al saturarse la base, se enfriar, en el ascenso, ms lentamente que los niveles superiores, lo que incrementar la diferencia trmica entre los extremos de la columna (y un gradiente trmico vertical alto, superior a 1C/l00m, es lo que define la inestabilidad atmosfrica, con cualquier humedad del aire). El caso contrario al descrito recibe, a veces, la denominacin de estabilidad convectiva.

FIGURA 3.5 Ejemplo de inestabilidad

condicional



3.7. CAMBIOS EN LA ESTABILIDAD ATMOSFRICA

os gradientes trmicos verticales, que varan bastante en el espacio y en el tiempo, determinan decisivamente el tipo de

estratificacin atmosfrica. Si los gradientes superan 1 C / 100m hay inestabilidad y si no alcanzan 0,5 C / 100 m, estabilidad, con independencia del grado de humedad del aire, como se deduce de las desigualdades presentadas en el apartado 9.4. En consecuencia, un aumento del gradiente trmico vertical en una capa troposfrica tiende a inestabilizarla y una disminucin, a estabilizarla. El aumento se consigue mediante el calentamiento de la parte inferior de la capa y / o el enfriamiento de la superior y la disminucin, mediante el enfriamiento de la inferior y / o el calentamiento de la superior.

L

FIGURA 3.6 Ejemplo de inestabilidad convectiva. Al ascender la columna y saturarse su base antes que su parte superior, la diferencia trmica entre ambos extremos pasa de 2,7 C a 9,7 C, para un mismo espesor de 900 m, es decir, se alcanza un gradiente superior a 1 C/100 m.



En la tropsfera hay cuatro procedimientos que originan lo anteriormente descrito: 1. Una adveccin diferencial, es decir, advecciones de

diferentes caractersticas trmicas en dos niveles altitudinales.

2. El calentamiento o enfriamiento por una superficie, como los que le ocurren al aire que se desplaza sobre una superficie ms caliente o fra que l o al que se encuentra sobre una superficie con una ganancia o prdida radiativa.

3. Un enfriamiento por radiacin en la parte alta (en el caso de las nubes, absorben radiacin terrestre por su base e irradian desde sus cimas).

4. El movimiento vertical de capas enteras, sea ascendente o de descenso, que puede conllevar una inestabilidad o estabilidad convectivas.

3.8. INVERSIONES TRMICAS

e dice que existe inversin trmica cuando la temperatura aumenta con la altitud en un determinado

estrato atmosfrico. Los sondeos de la atmsfera detectan fcilmente las inversiones trmicas, aunque es posible sospechar su existencia por la presencia de ciertas formas nubosas y nieblas o hasta constatarla en tierra con los registros trmicos de observatorios situados a diferente altitud.

La expresin inversin trmica alude al hecho de que esa

situacin supone la inversin de lo que es normal en la tropsfera, esto es, una disminucin de la temperatura con la altura.

Hay que distinguir cuatro tipos distintos de inversin

trmica: de tierra por subsidencia por turbulencia frontal.

La figura adjunta, en la que se representan las curvas de

estado y las de puntos de roco, ayuda a caracterizarlas y distinguirlas.

Una inversin de tierra se origina por el enfriamiento del

aire que hay en contacto con el suelo por una intensa prdida radiativa de ste, especialmente en noches invernales, despejadas y con viento en calma. El enfriamiento conlleva, a menudo, la saturacin del aire, producindose nieblas; por este motivo, las curvas de estado y de puntos de roco muchas veces prcticamente coinciden, y aumentan su valor con la

S



altura, en una estrecha capa pegada al suelo. El lmite superior de la niebla, cuando se da, coincide con el de la capa de inversin, a partir del cual la temperatura desciende con la altura y la humedad relativa disminuye, con ausencia de condensaciones. Es muy frecuente de noche y madrugada que la temperatura al nivel del suelo o a pocos centmetros sobre l sea inferior, en uno o ms grados, a la que, de un modo convencional, se registra a 1,5 m de altura en la casilla meteorolgica. Eso refleja, al margen de los contagios radiativos de los termmetros de fuera de la casilla, una inversin trmica de tierra, que, a veces, slo afecta a un limitadsimo espesor areo.

La inversin por subsidencia se produce con el movimiento

descendente, o subsidente, de las capas de aire en el seno de un anticicln. El aire, al bajar, se calienta y reseca, por lo que la curva de puntos de roco se aleja, en el estrato con inversin, que est a una cierta altura, de la curva de estado.

La inversin por turbulencia se origina cuando en una

atmsfera con estratificacin estable la turbulencia hace descender aire de las capas altas y ascender el de las bajas, siendo la forma de las curvas de estado y de puntos de roco parecida a las de la inversin por subsidencia.

Por ltimo, la inversin frontal, que es la que

corresponde a un frente, aparece a cierta altura y con las curvas de estado y de puntos de roco marcando, muy prximas - hay nubosidad -, un incremento simultneo en el estrato con inversin.

FIGURA 3.7 Curvas de estado y de punto de roco de inversiones de tierra (I), por subsidencia (II), y frontal (III), tpicas. Las curvas de estado se presentan con lnea continua y las de puntos de roco, a trazos. La aproximacin de ambas delata el aire cercano a la saturacin.



3.9. EFECTO DEL GRADIENTE TRMICO VERTICAL EN LA DIFUSIN DEL HUMO

omo complemento a los conceptos desarrollados a lo largo de este tema, en la figura adjunta se presentan

los efectos visibles que provocan diferentes gradientes trmicos verticales en los penachos de humo. Se han elegido cinco casos modlicos, el penltimo de los cuales constituye una situacin de contaminacin atmosfrica peligrosa, dada la difusin hacia el suelo de las emisiones. Los gradientes trmicos verticales se expresan grficamente mediante la curva de estado con la referencia de la adiabtica seca.

C

FIGURA 3.8 Formas de los penachos de humo segn la estratificacin del aire. Se representan las formas de caractersticas de los penachos de humo en cinco casos de estratificacin del aire, definidos por la curva de estado (lnea continua a la izquierda) y como referencia, la adiabtica (lnea de trazos, tambin a la izquierda)

estabilidad atmosferica

Documents