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Conceptos Bsicos de la Meteorologa de la Contaminacin delAire

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Contenido Pg.

1. La meteorologa y la atmsfera 5

Introduccin ..... 6 Composicin de la atmsfera ....... 7 Capas de la atmsfera .... 7 La importancia de la meteorologa de la contaminacin del aire ..... 8 Ejercicios de revisin 9

2. Balance trmico de la atmsfera 11

Introduccin .11 Radiacin e insolacin . 12

- Constante solar . 13- Transparencia ..14- Duracin de la luz del da ... 18- ngulo de los rayos . 19

Balance trmico .. 20 Distribucin del calor ....

21

Calentamiento diferencial 21 Transporte de calor.. 22 Distribucin mundial del calor ...22 Ejercicios de revisin...24

3. La estructura dinmica de la atmsfera 27

Introduccin ... 28 Circulacin atmosfrica ..... 28

- Presin atmosfrica ..... 28- Viento ...... 29- Fuerza de Coriolis ....... 30- Fuerza del gradiente de presin ...... 31- Friccin ...... . 32

Sistema de presin ...... 35 Circulacin general ........ 36 Masas de aire . 39
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Frentes 41 Entrampamiento frontal .. 45 Influencias topogrficas . 45

- Terreno plano .. 47- Montaa/valle .... 49- Tierra/agua . 52- reas urbanas 54

Ejercicio de revisin .. 55

4. Circulacin vertical y estabilidad atmosfrica 59

Introduccin ..... 60 Principios relacionados con la circulacin vertical ...... 60

- Porcin de aire .... 60- Factores de flotabilidad ...... 61- Gradiente vertical de temperatura ........ 61- Altura de mezcla ...65

Estabilidad atmosfrica ... 66- Condiciones inestables .... 67

- Condiciones neutrales .... 68- Condiciones estables .. 69- Ejemplos de condiciones de estabilidad atmosfrica .. 70- Inversiones ...71

Estabilidad y comportamiento de la pluma ..... 76 Ejercicio de revisin ... 80

5. Instrumentos meteorolgicos 87

Introduccin ... 88 Velocidad del viento .... 89

- Anemmetros rotativos de cubetas .. 90- Anemmetros con paletas de orientacin y hlices con montura fija .. 90- Transductores de velocidad del viento ..... 91

Direccin del viento .. 92- Paletas de viento .92

- Anemmetros de hlice con montura fija .. 93- Transductores de direccin del viento 93
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La temperatura y la diferencia de la temperatura ..95- Clases de sensores de temperatura .....95- Diferencia de temperatura ..96

Radiacin solar ..96 Altura de mezcla ....98 Desempeo del sistema ................. 99 Aseguramiento y control de la calidad ... 102 Ejercicio de revisin ... 103

6. La dispersin de las plumas y el modelado de la calidad del aire enexteriores 107

Introduccin .... 108 Elevacin de la pluma ... 108

- Momentum y flotabilidad ... 109- Efectos de la fuente en la elevacin de la pluma 110- Frmulas ... 111

Estimados de dispersin. 112 Modelos de dispersin de calidad del aire.... 112 Distribucin gausiana.113

- Clasificaciones de estabilidad .116- Modelos de sondeo ... 117- Modelo refinado .... 118

Transporte de largo alcance... 118 Ejercicios de revisin.... 119

Glosario ........ 123

Bibliografia ...... 132
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LECCION 1

LA M ETEOROLOGIA Y LA ATMOSFERA

Contenido

Introduccin Composicin de la atmsfera Capas de la atmsfera La importancia de la meteorologa de la contaminacin del aire Ejercicios de revisin Bibliografa

LA METEOROLOGIA Y LA ATMOSFERA

Esta leccin ofrece una introduccin a la meteorologa y un panorama de la atmsfera.En esta leccin tambin se explica la importancia de la meteorologa para comprender eltransporte y la dispersin de la contaminacin del aire.

Meta

Proporcionar una visin general de la meteorologa de la contaminacin del aire y laatmsfera y explicar la importancia de la meteorologa en los estudios sobre lacontaminacin del aire.

Objetivo

Al final de esta leccin, podr:

1. Definir el trmino meteorologa.2. Definir el trmino meteorologa de la contaminacin del aire.3. Describir cmo se usa la meteorologa de la contaminacin del aire.4. Nombrar las cuatro capas de la atmsfera e identificar cul es la ms importante

en la meteorologa de la contaminacin del aire.
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Introduccin

La meteorologa es la ciencia de la atmsfera. La atmsfera es el medio en el que seemiten los contaminantes del aire. Procesos atmosfricos tales como el movimiento del

aire (viento) y el intercambio de calor (por ejemplo, la conveccin y la radiacin)determinan el destino de los contaminantes a medida que pasan por las etapas detransporte, dispersin, transformacin y remocin. La meteorologa de la contaminacindel aire es el estudio de cmo estos procesos atmosfricos afectan el destino de loscontaminantes del aire.

El conocimiento de la meteorologa de la contaminacin del aire sirve para manejar ycontrolar la descarga de contaminantes en el aire en exteriores. El control de la descargade estos contaminantes ayuda a asegurar que las concentraciones de este tipo desustancias en el ambiente cumplan con los estndares de calidad del aire en exteriores.Adems, este conocimiento es esencial para entender el destino y transporte de lassustancias contaminantes del aire.

Composicin de la atmsfera

La atmsfera rodea la Tierra y rota con ella a medida que gira alrededor del sol. Comolo seala el cuadro 1-1, el aire seco est compuesto por aproximadamente 78 por cientode nitrgeno, 21 por ciento de oxgeno y uno por ciento de argn, tambin existen gases

traza como el dixido de carbono, el nen y el helio. Si bien el aire contiene poco vaporde agua, Este absorbe seis veces ms radiacin que cualquier otro componenteatmosfrico, por lo cual es un elemento muy importante de la atmsfera.

Cuadro 1-1. Composicin qumica del aire atmosfrico seco

Sustancia Concentracin (ppm)1

Nitrgeno 780.900

Oxgeno 209.400

Argn 9.300

Dixido de carbono 315

Nen 18

Helio 5,2

Metano 2,3

Criptn 0,5

Hidrgeno 0,5

Xenn 0,08

Dixido de nitrgeno 0,02

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Ozono 0,01-0,04

(1) ppm es una abreviatura para expresar partes por milln.Para convertir una concentracin expresada como ppm a otraexpresada como el porcentaje de un total, se debe dividir laconcentracin de ppm entre 10,000.

Fuente: Handbook of Air Pollution, 1968.

Capas de la atmsfera

La atmsfera est dividida en cuatro capas: la troposfera, la estratosfera, la mesosfera yla termosfera (figura 1-1). La troposfera, la capa ms baja, est compuesta por casi trescuartos de la masa atmosfrica y contiene casi todos los componentes hdricos de laatmsfera (vapor, nubes y precipitacin). La troposfera -donde se encuentran las masasde aire, los frentes y las tormentas- es la capa ms agitada y la que determina el clima dela Tierra. La profundidad de la troposfera vara con la latitud y la estacin. La partesuperior de la troposfera (tropopausa) est aproximadamente a 16,5 km (54.000 pies)sobre el ecuador y a 8,5 km (28.000 pies) sobre los polos. Los cambios estacionalesdeterminan el grosor de la troposfera y hacen que sea ms gruesa en verano (cuando elaire es ms clido) que en invierno. La profundidad de la troposfera cambiaconstantemente debido a variaciones de la temperatura atmosfrica.

Figura 1-1. Las cuatro capas atmosfricas

Fuente: Moran y Morgan, 1994.

Casi toda la contaminacin del aire en exteriores se emite en la troposfera. El transportede la contaminacin del aire est determinado por la velocidad y la direccin de losvientos. La tasa de dispersin depende de la estructura trmica de la atmsfera, as comode la agitacin mecnica del aire a medida que se desplaza sobre los diferentes

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Ejercicios de revisin

1. Los dos principales componentes de la atmsfera son _______________ y________________.

2. Cules son los componentes atmosfricos que absorben mayor radiacin?

3. Cules son las cuatro capas de la atmsfera?

4. Verdadero o falso? La estratosfera es la capa ms baja de la atmsfera, donde seemiten casi todos los contaminantes del aire.

5. Defina la meteorologa.

6. Defina la meteorologa de la contaminacin del aire.

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LECCION 2

BALANCE TERMICO DE LA ATMOSFERA

Contenido

Introduccin Radiacin e insolacin

- Constante solar- Transparencia- Duracin de la luz del da- ngulo de los rayos

Balance trmico Distribucin del calor Calentamiento diferencial Transporte de calor Distribucin mundial del calor Ejercicios de revisin Bibliografa

BALANCE TERMICO DE LA ATMOSFERA

Esta leccin y las dos siguientes introducen los conceptos fundamentales de lameteorologa - la ciencia de la atmsfera y sus fenmenos. En la leccin 1 se aprendique la meteorologa desempea un papel muy importante en la comprensin deltransporte y la dispersin de los contaminantes del aire. Las lecciones 2 y 3 describenlos principios meteorolgicos bsicos que producen la circulacin atmosfrica. La

leccin 4 se basa en conceptos y principios meteorolgicos y discute la estructuravertical de la temperatura atmosfrica y la dispersin de la contaminacin en el aire.

Meta

Familiarizar al lector con la fuente de energa responsable de la circulacin atmosfricay con la manera cmo la Tierra y la atmsfera interactan para balancear la energarecibida por el sistema Tierra-atmsfera.
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Objetivos

Al culminar esta leccin, podr:

1. Identificar la fuente de energa que "dirige" la circulacin atmosfrica.2. Definir el trmino insolacin y describir cuatro factores que determinan la

cantidad de insolacin recibida por el sistema Tierra-atmsfera.3. Explicar el efecto invernadero y nombrar los componentes ms importantes del

almacenamiento calorfico de la atmsfera.4. Explicar la razn que determina un balance trmico de largo plazo en la

atmsfera.5. Describir tres mtodos de transferencia de calor: conduccin, conveccin y

adveccin.6.

Definir el calentamiento diferencial e identificar por lo menos tres factores queinfluyen en este.

Radiacin e insolacin

Constante solar -Transparencia -Duracin de la luz del da -ngulo de losrayos

La energa consumida en casi todos los procesos atmosfricos proviene del sol. Estaenerga se transfiere a travs de la radiacin del calor en forma de ondaselectromagnticas. La radiacin del sol tiene su pico de transmisin en el rango visiblede longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78 micrmetros (m)] del espectroelectromagntico (figura 2-1). Sin embargo, el sol tambin descarga una cantidadconsiderable de energa en las regiones ultravioletas e infrarrojas. Noventa y nueve porciento de la energa solar se emite en longitudes de onda que oscilan entre 0,5 y 40 m.Adems, las longitudes de onda ms largas que 2,5 m son fuertemente absorbidas porel vapor de agua y el dixido de carbono de la atmsfera. La radiacin en longitudes deonda menores que 0,29 m es altamente absorbida en la atmsfera por el nitrgeno y eloxgeno. Por consiguiente, la radiacin solar que cae sobre la Tierra generalmente tieneuna longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5 m.
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Figura 2-1. Longitudes de onda a las que el sol irradia 99% de su energa.

Fuente: Moran y Morgan, 1994.

La cantidad de radiacin solar recibida en una hora y un lugar especficos del sistemaTierra-atmsfera se llama insolacin (en ingls, insolation, de incoming solar radiation).La insolacin esta determinada por cuatro factores:

La constante solar La transparencia de la atmsfera La duracin de la luz del da El ngulo con el que los rayos solares caen sobre la Tierra.

Constante solar

La constante solar es la cantidad promedio de radiacin recibida en un puntoperpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmsfera en la distancia media

entre la Tierra y el sol. La cantidad real de radiacin solar recibida en el borde exteriorde la atmsfera vara ligeramente segn la produccin de energa del sol y la distanciade la Tierra en relacin con este. Debido a la excentricidad de la rbita terrestrealrededor del sol, la Tierra se acerca ms a este en enero que en julio. Adems, laradiacin emitida por el sol vara un poco, probablemente en un porcentaje mnimo.Estas ligeras variaciones que afectan la constante solar son triviales si se consideran las

propiedades atmosfricas que agotan la cantidad total de radiacin solar que cae sobre lasuperficie terrestre. La transparencia de la atmsfera, la duracin de la luz del da y elngulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho ms importantes paradeterminar la cantidad de insolacin que realmente se recibe, la que tambin influye enel clima.
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Cuadro 2-1 Valores para la constante solar

Constante solar

1,94 cal/cm2 min1.353 W/m2

428 Btu/pies2 h4,871 kJ/m2 h

Transparencia

La transparencia de la atmsfera tiene una relacin importante con la cantidad deinsolacin que llega a la superficie terrestre. La radiacin emitida se agota a medida que

pasa a travs de la atmsfera. Los diferentes compuestos atmosfricos absorben oreflejan energa de diferentes maneras y en cantidades variadas. La transparencia de laatmsfera se refiere al monto en que la radiacin penetra en la atmsfera y llega a lasuperficie terrestre sin agotarse. Como se indica en la figura 2-2, una parte de laradiacin que recibe la atmsfera se refleja desde la parte superior de las nubes y desdela superficie terrestre, y otra es absorbida por molculas y nubes.

Figura 2-2. Dos factores que reducen la transparencia atmosfrica

La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energa solar ala atmsfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fraccin (o porcentaje)de la energa solar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes

superficies (agua, nieve, arena, etc.) tienen diferentes valores albedo (cuadro 2-2). Parala Tierra y la atmsfera como un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay

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condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este ndice es mayor en el rangovisible de las longitudes de onda.

Algunos de los gases de la atmsfera (notoriamente el vapor de agua) absorben laradiacin solar, por lo que llega una menor radiacin a la superficie terrestre. A pesar de

componer slo aproximadamente 3% de la atmsfera, el vapor de agua absorbe enpromedio seis veces ms radiacin solar que los dems gases combinados. Por lo tanto,la cantidad de radiacin recibida por la superficie terrestre es considerablemente menorque la recibida fuera de la atmsfera, representada por la constante solar.

Todos los cuerpos, no slo el sol, irradian energa en longitudes de onda a lo largo delespectro electromagntico. Los cuerpos ms clidos irradian longitudes de onda mscortas y los ms fros, longitudes de onda ms largas. Mientras que el sol tiene sutransmisin pico en el rango visible (0,38 a 0,78 m), la Tierra emite su radiacinmxima en longitudes de onda considerablemente ms largas -en el rango de 10 m(regin infrarroja). La Tierra se calienta cuando absorbe energa y se enfra cuando la

irradia. Asimismo, absorbe y emite radiacin al mismo tiempo. Si la superficie terrestreabsorbe ms energa que la que irradia, se calentar. Si irradia ms energa que la queabsorbe, se enfriar.

Cuadro 2-2. Valores albedo para diferentes superficies

SuperficieAlbedo(porcentaje de la radiacinincidente de onda corta)

Suelo negro, seco Suelo negro, hmedo Terreno arado, hmedo Arena, brillante, fina

14

81437

Nieve densa, seca y limpia Hielo de mar ligeramente poroso

azulado lechoso Capa de hielo cubierta con una

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

86-9536

26

33-40

Bosque de rboles con hojascaducas

Copos de robles Bosques de pinos Zonas de arbustos desiertas

17

1814

20-29

Pantanos Praderas Trigo de invierno

10-1412-13

16-2310

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Brezo

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

2012-13

13-163

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

La Tierra absorbe radiacin solar de onda corta y emite una radiacin terrestre delongitudes de onda ms largas. En la atmsfera, las nubes, el vapor de agua y, en menorgrado, el dixido de carbono, absorben la radiacin terrestre, que hace que la atmsferase caliente. La atmsfera absorbe mucho ms radiacin terrestre que solar. Adems,tambin irradia energa al espacio exterior y la devuelve a la superficie terrestre. Elsistema Tierra-atmsfera emite continuamente radiacin terrestre, durante el da y lanoche. La absorcin atmosfrica de la radiacin terrestre beneficia al sistema Tierra-atmsfera al captar la radiacin que se podra perder en el espacio. Este fenmenoexplica por qu la temperatura del aire generalmente es ms caliente durante las nochesnubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado alresultado del proceso de intercambio de energa que hace que la superficie terrestre se

caliente ms que lo que se calentara si la atmsfera no volviera a irradiar energa a laTierra.

Gases como el dixido de carbono y el metano tambin aumentan la capacidad de laatmsfera para absorber radiacin. Algunos cientficos piensan que las crecientesemisiones, provocadas por el hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases decomportamiento similar, generalmente denominados gases del efecto invernadero) estncalentando la Tierra y la atmsfera ms rpido de lo normal. Este fenmeno se conocecomo calentamiento global. El cuadro 2-3 presenta una lista de los gases predominantesdel efecto invernadero. Algunos cientficos prevn que si esta tendencia contina, se

producirn cambios graduales en las condiciones climticas. Actualmente, se estn

realizando estudios para determinar si las emisiones provocadas por el hombre sonsignificativas para el fenmeno del calentamiento global.

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Cuadro 2-3. Los gases del efecto invernadero

Gas del efectoinvernadero

% del total de los gasesdel efecto invernadero

Fuentes y % del total de losgases del efecto invernadero

Dixido de carbono(CO2)

50 Energa de combustiblesfsiles (35)Deforestacin (10)Agricultura (3)Industria (2)

Metano (CH4) 16 Energa de combustibles

fsiles (4)Deforestacin (4)Agricultura (8)xido nitroso (N2O) 6Energa de combustiblesfsiles (4)Agricultura (2)

Clorofluorocarbonos(CFC)

20 Industria (20)

Ozono (O3) 8 Energa de combustibles

fsiles (6)Industria (2)

Fuente: Williams, M. 1993.

La transparencia es una funcin no slo de nubosidad sino tambin de latitud. Los rayossolares deben atravesar una capa de atmsfera reflectora de dispersin ms espesa en laslatitudes intermedias y altas que en las tropicales (figura 2-3). Este efecto vara segnlas estaciones: en invierno es mayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre sealeja del sol y hace que los rayos solares sean menos intensos en el horizonte (figura 2-

4).

Figura 2-3. Relacin entre la transparencia y la latitud

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Figura 2-4. Efecto estacional de la transparencia en determinada ubicacin

Duracin de la luz del da

La duracin de la luz de da tambin afecta la cantidad de insolacin recibida: mientrasms largo sea el perodo de luz solar, mayor ser la posible insolacin total. La duracinde la luz del da vara con la latitud y las estaciones. En el ecuador, el da y la noche sonsiempre iguales. En las regiones polares, el perodo de luz del da alcanza un mximo de24 horas en verano y un mnimo de cero horas en invierno. La figura 2-5 muestra cmovara esta duracin con las estaciones en el hemisferio norte.

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Figura 2-5. Variaciones estacionales en la duracin de la luz del da(hemisferio norte)

ngulo de los rayos

El ngulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra vara considerablemente a

medida que el sol "se mueve" de un lado a otro del ecuador. Una superficierelativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad deinsolacin. Por consiguiente, las reas donde los rayos solares son oblicuos recibenmenos insolacin, ya que estos deben atravesar una capa ms espesa de la atmsfera yse dispersan sobre una superficie mayor (figura 2-6). Este mismo principio se aplica aldesplazamiento diario de los rayos solares. Al medioda, se produce la mayor intensidadde insolacin. Durante la maana y la tarde, cuando el sol se encuentra en un ngulo

bajo, la intensidad de la insolacin es menor.

Figura 2-6. Rayos oblicuos yverticales

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Balance trmico

Dado que la energa del sol siempre ingresa en la atmsfera, si toda la energa sealmacenara en el sistema Tierra-atmsfera, la Tierra se podra recalentar. As, la energase debe liberar de nuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. Laradiacin recibida regresa como radiacin terrestre y da lugar a un balance trmico,llamado balance de radiacin.

La figura 2-7 muestra el balance de radiacin (trmico) de la atmsfera. De cada 100unidades de energa que ingresan en la atmsfera, 51 son absorbidas por la tierra, 19 porla atmsfera y 30 reflejadas nuevamente al espacio. Las 70 unidades que absorbe elsistema Tierra-atmsfera (51 + 19 unidades) son irradiadas nuevamente al espacio comouna radiacin de onda larga.

Figura 2-7. Radiacin y balance trmico promedio anual de la atmsfera para 100unidades de radiacin solar recibida

Fuente: National Academy of Sciences 1975, p. 18.

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Calentamiento diferencial

La superficie terrestre no slo recibe diferentes magnitudes de radiacin solar sino quelas diversas superficies terrestres absorben energa trmica en magnitudes distintas. Por

ejemplo, las masas de tierra absorben y almacenan calor de manera diferente que las deagua. Adems, la capacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en losdistintos tipos de superficies terrestres. El color, la forma, la textura de la superficie, lavegetacin y la presencia de construcciones pueden influir en el calentamiento yenfriamiento de la Tierra. Por lo general, las superficies secas se calientan y enfran msrpidamente que las hmedas. Las reas aradas, las playas arenosas y los caminos

pavimentados se calientan ms que las praderas y las reas boscosas. Durante el da, elaire de un terreno arado es ms clido que el de un bosque o un pantano; durante lanoche, la situacin es inversa. La propiedad que hace que las diferentes superficies secalienten y se enfren en velocidades distintas se denomina calentamiento diferencial.

La absorcin de la energa trmica del sol se confina en una capa poco profunda de lasuperficie terrestre. Por consiguiente, las superficies terrestres se calientan rpidamentedurante el da y se enfran rpidamente durante la noche. En cambio, las superficiesacuticas se calientan y enfran ms lentamente que las terrestres por las siguientesrazones:

El movimiento del agua produce calor Los rayos solares pueden penetrar la superficie acutica

Se requiere ms calor para cambiar la temperatura del agua debido a su mayorcalor especfico (se requiere ms energa para aumentar la temperatura del aguaque para cambiar la temperatura de la misma cantidad de suelo)

La evaporacin del agua es un proceso de enfriamiento

Distribucin del calor

La Tierra, en su totalidad, experimenta grandes contrastes entre el calor y el fro en

cualquier poca. En el ecuador, soplan brisas tropicales clidas mientras que en lasregiones polares se forman capas de hielo. De hecho, debido a las extremas diferenciasde temperatura entre el ecuador y los polos, el sistema Tierra-atmsfera se asemeja a un"motor trmico" gigante. Los motores trmicos dependen de los contrastes caliente-fro

para generar energa. Como se ver ms adelante, este "motor trmico" mundial influyeen los principales modelos de circulacin atmosfrica a medida que el aire caliente setraslada a reas ms fras. Diversas reas de la Tierra que reciben diferentes intensidadesde insolacin representan una gran parte de este desequilibrio del calor. Como se dijoanteriormente, la latitud, las estaciones y la duracin de la luz del da hacen que laintensidad de insolacin recibida vare segn el lugar.

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Transporte de calor

Adems de la radiacin, el calor se transmite por conduccin, conveccin y adveccin.Estos procesos afectan la temperatura de la atmsfera cercana a la superficie terrestre.La conduccines el proceso por el cual se transmite el calor a travs de la materia sinque esta en s se transfiera. Por ejemplo, el asa de una sartn de hierro se calienta debidoa la conduccin de calor del mechero de la estufa. El calor es conducido de un objetoms caliente a uno ms fro. La transferencia de calor a travs de la conveccinse

produce cuando la materia est en movimiento. El aire que se calienta a travs de unasuperficie terrestre calentada (por conduccin) se elevar porque es ms liviano que el

del ambiente. El aire calentado se eleva y transfiere el calor verticalmente. As mismo,el aire en altura ms fro se hundir porque es ms pesado que el aire del ambiente. Estova de la mano con el aumento del aire y es parte de la transferencia de calor porconveccin. Los meteorlogos tambin emplean el trmino adveccinpara denotar latransferencia de calor que se produce principalmente por el movimiento horizontal antesque por el movimiento vertical del aire (conveccin).

Distribucin mundial del calor

Como se ha mencionado anteriormente, la distribucin mundial de la insolacin estestrechamente relacionada con la latitud. La insolacin total anual es mayor en elecuador y disminuye hacia los polos. La figura 2-8 muestra la cantidad de radiacinsolar absorbida por la Tierra y la atmsfera (lnea punteada) en comparacin con la ondalarga de radiacin que sale de la atmsfera (lnea negra). La cantidad de insolacinrecibida anualmente en el ecuador es cuatro veces mayor que la recibida en cualquierade los polos. A medida que los rayos solares se desplazan estacionalmente de unhemisferio a otro, la zona de insolacin diaria mxima posible se mueve con estos. Parala Tierra como un todo, las ganancias de energa solar equivalen a las prdidas deenerga que regresan al espacio (balance trmico). Sin embargo, como la reginecuatorial obtiene ms calor que el que pierde y como los polos pierden ms calor que elque obtienen (como lo seala la figura 2-8), algo debe suceder para que el calor sedistribuya de manera ms uniforme alrededor de la Tierra. De otro modo, las regionesecuatoriales seguiran calentndose y los polos enfrindose. Por lo tanto, para lograr unequilibrio, las circulaciones atmosfricas y ocenicas realizan una transferencia continuade calor a larga escala (de latitudes bajas a altas).

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Figura 2-8. Distribucin latitudinal del calor

La atmsfera conduce el aire clido hacia los polos y el aire fro hacia el ecuador. Latransferencia de calor de los trpicos hacia los polos se produce durante todo el ao peroen una escala mucho menor en verano que en invierno. En verano, la diferencia detemperatura entre las latitudes bajas y altas es considerablemente menor que en invierno(50% menos en el hemisferio norte). Como se podra esperar, el hemisferio de inviernotiene una prdida neta de energa, y el hemisferio de verano, una ganancia neta. Lamayor parte de la ganancia del esto se almacena en las capas superficiales de la Tierra yel ocano, principalmente en este ltimo.

Los ocanos tambin desempean un papel importante en el intercambio de calor. Elagua caliente fluye hacia los polos a lo largo del lado occidental de una cuenca delocano y el agua fra hacia el ecuador en el lado oriental. En latitudes ms altas, el aguacaliente se mueve hacia los polos en el lado oriental de la cuenca del ocano y el aguafra hacia el ecuador en el lado occidental. Las corrientes ocenicas se encargan detransportar aproximadamente 40 por ciento de la energa del ecuador hacia los polos. El60 por ciento restante se atribuye al movimiento del aire.

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1. La fuente de energa responsable de la circulacin atmosfrica y ocenica es_____________.

2. Enumere los cuatro factores que determinan la cantidad de insolacin recibidapor la Tierra.

3. La fraccin de energa reflejada por una superficie en comparacin con lacantidad recibida por la superficie de la terrestre es:

a. La atmsferab. El albedoc. El balance trmicod. La constante solar

4. Cul de las siguientes sustancias almacena ms energa trmica que los demscompuestos atmosfricos combinados?

a. El dixido de carbonob. El ozonoc. El vapor de agua

d. El nitrgeno

5. Cuando el aire est nublado o muy contaminado, la superficie terrestre recibir_________ insolacin directa.

a. Msb. Menos

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Explique por qu.

6. Explique el efecto invernadero.

7. Verdadero o falso? Los rayos oblicuos producen ms calor por unidad de reaque los verticales.

8. Dado que la atmsfera de la Tierra agota la radiacin solar que la atraviesacunta radiacin recibida en el lmite exterior de la atmsfera llega a lasuperficie terrestre?

a. Un cuartob. La mitadc. Todad. Nada

9. El balance trmico en la Tierra implica que:

a. La Tierra fra retiene todo el calor que recibeb. Los polos retienen tanto calor como el que irradia el ecuadorc. El sistema Tierra-atmsfera pierde tanto calor como el que obtiened. La Tierra se calienta en invierno y se enfra en verano

10. Qu es el calentamiento diferencial?

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11. Verdadero o falso? La transferencia de calor por conduccin implica elmovimiento de la materia.

12. Cuando el aire entra en contacto con la Tierra calentada y se calienta, se produce_________________ .

13. El proceso de calentamiento que causa la mezcla vertical del aire sobre lasuperficie terrestre se denomina:

a. Conduccinb. Conveccinc. Adveccin

14. Verdadero o falso? Las circulaciones ocenicas y atmosfricas redistribuyen laenerga recibida por el sol.

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LECCION 3

LA ESTRUCTURA DINAM ICA DE LA ATMOSFERA

Contenido

IntroduccinCirculacin atmosfrica

- Presin atmosfrica- Viento- Fuerza de Coriolis- Fuerza del gradiente de presin- Friccin

Sistema de presinCirculacin generalMasas de aireFrentesEntrampamiento frontalInfluencias topogrficas

- Terreno plano- Montaa/valle- Tierra/agua

- reas urbanasEjercicio de revisinBibliografa

Meta

Dar a conocer los factores que afectan la circulacin atmosfrica, como la presinatmosfrica, el viento, las influencias friccionales, los frentes y las masas de aire.

Explicar la influencia de las caractersticas topogrficas como la Tierra, el agua y lasmontaas en el movimiento del aire.

Objetivos

Al concluir esta leccin, estar capacitado para:

1. Nombrar y explicar tres fuerzas que determinan la direccin y la velocidad delviento dentro de la capa de friccin de la Tierra.

2. Explicar los cambios que produce la altura en la velocidad del viento y suimportancia para los estudios sobre la contaminacin del aire.
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3. Describir el efecto de los sistemas de presin en el transporte de lacontaminacin.

4. Identificar las dos propiedades principales de una masa de aire.5. Distinguir cuatro tipos de frentes diferentes.6. Explicar el fenmeno llamado entrampamiento frontal.

7.

Explicar cmo influyen los diferentes tipos de terreno en el flujo del aire y, porconsiguiente, en la dispersin de la contaminacin.

Introduccin

Todos estamos familiarizados con las diferentes formas que puede adoptar lacirculacin atmosfrica: brisas suaves, tormentas elctricas, huracanes, para mencionarunas pocas. El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presin atmosfricaque causan las variaciones de la insolacin y el calentamiento diferencial. Elcalentamiento diferencial es la causa principal de la circulacin atmosfrica en la Tierra.En esta leccin se explicar por qu el viento sopla desde una determinada direccin ylas causas de los patrones generales de circulacin del aire. Se observarn lasdiferencias de comportamiento entre los vientos en altura y los superficiales, y cmoinfluye la topografa de la Tierra en estos ltimos.

Circulacin atmosfrica

Presin atmosfrica -Viento -Fuerza de Coriolis -Fuerza del gradiente de presin-Friccin

El aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presin causados por elcalentamiento diferencial de la superficie terrestre. A medida que se traslada de reas dealta presin a reas de baja presin, el viento es influido significativamente por la

presencia o ausencia de la friccin. Por consiguiente, los vientos superficiales secomportan de manera diferente que los vientos en altura debido a las fuerzas de friccinque actan cerca de la superficie terrestre. La rotacin de la Tierra modifica la

circulacin atmosfrica pero no la produce, ya que, esencialmente, la atmsfera rota conla Tierra. El movimiento del aire ayuda a evitar que las concentraciones de loscontaminantes liberados al aire alcancen niveles peligrosos.

Presin atmosfrica

A pesar de ser invisible, el aire tiene peso. Cualquier gas como el aire contienemolculas que se mueven en todas las direcciones y a grandes velocidades. En realidad,la velocidad depende de la temperatura del gas. La presin atmosfrica es causada pormolculas de aire (por ejemplo, oxgeno o nitrgeno) que chocan tanto entre s comocon otros objetos y rebotan. Es funcin del nmero de molculas atmosfricas en un
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determinado volumen y la velocidad a la que se desplazan. Cuando el aire estconfinado dentro de ciertos lmites, el calentamiento aumenta su presin y elenfriamiento la disminuye. Cuando se confina en un espacio ms pequeo, su presinaumenta pero disminuye cuando se expande en un espacio mayor.

En cualquier ubicacin, ya sea en la superficie terrestre o en la atmsfera, la presinatmosfrica depende del peso del aire de la capa superior. Imagine una columna de aire.Una columna de aire que se extiende a cientos de kilmetros sobre el nivel del marejerce una presin de 1.013 milibaras (mb) (o 1,013 Kpa). Pero si sube en la columna auna altitud de 5,5 km (18.000 pies), la presin atmosfrica ser aproximadamente lamitad o 506 mb (0,506 Kpa).

La figura 3-1 indica las reas de presin alta y baja. Los ciclos concntricos alrededorde las reas de mayor o menor presin se denominan isobaras, que son lneas de igual

presin. Las isobaras pueden seguir la forma de lneas rectas o de anillos a medida querodean las reas de presin alta o baja. Las lecturas de presin en el diagrama oscilan

entre 1.008 y 1.024 milibaras (mb).

Figura 3-1. Isobaras alrededor de reas de presin alta y baja

Viento

El viento es el elemento bsico en la circulacin general de la atmsfera. Todos losmovimientos del viento, desde rfagas pequeas hasta grandes masas de aire,contribuyen al transporte del calor y de otras condiciones de la atmsfera alrededor de laTierra. La denominacin de los vientos depende de la direccin de donde provienen.As, un "viento del norte" es aquel que sopla de norte a sur y un "viento del oeste" esaquel que sopla de oeste a este. Cuando los vientos soplan con mayor frecuencia desdeuna direccin que desde otra, esta recibe el nombre de viento prevalente.

La velocidad del viento aumenta rpidamente con la altura sobre el nivel del suelomientras que la carga de friccin disminuye. Por lo general, el viento no es una corriente

constante sino conformada por rfagas con una direccin ligeramente variable, separadapor intervalos. Las rfagas de viento que se producen cerca de la Tierra se deben a las

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irregularidades de la superficie, lo cual crea remolinos. Los remolinosson variacionesde la corriente principal del flujo del viento. Las irregularidades mayores se producen

por conveccin -o transporte vertical del calor. Estas y otras formas de turbulenciacontribuyen al movimiento del calor, de la humedad y del polvo en el aire en altura.

Fuerza de Coriolis

Si la Tierra no rotara, el aire se movera directamente de una presin alta a una presinbaja. Sin embargo, como lo hace, para una persona que observa desde la superficie delplaneta, se produce una aparente desviacin del aire. La fuerza de Corioliscausa unadesviacin del aire a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferiosur. Se trata de una fuerza aparente causada por la rotacin de la Tierra bajo la accindel movimiento del aire. Observado desde el espacio, este movimiento de aire (ocualquier movimiento libre de un objeto, para el caso) parece seguir una lnea recta.Pero para una persona que se encuentra en la Tierra, este movimiento aparenta habersedesviado.

La figura 3-2 ilustra la fuerza de Coriolis. Imagine un plato giratorio que rota sobre sueje central como la Tierra (figura 3-2a). Si sostiene una regla y traza una lnea recta atravs del disco giratorio, vera una lnea recta desde su posicin. Si este plato fuera laTierra, su posicin sera el espacio. Sin embargo, la lnea que trazara en el platogiratorio sera en realidad curva. Por consiguiente, desde un punto de vista giratorio, lalnea es desviada (figura 3-2c).

Figura 3-2. La fuerza de Coriolis

Lo mismo sucede cuando el viento sopla. Esta fuerza aparente en el viento:

Aumenta a medida que se incrementa la velocidad del viento Permanece en ngulos rectos en relacin con la direccin del viento (vase la

figura 3-3) Crece cuando la latitud aumenta (es decir, la fuerza es mayor en los polos y cero

en el ecuador)

El efecto de esta fuerza de desviacin es que el viento parezca cambiar de direccin enla Tierra. En realidad, esta se mueve en relacin con el viento. Como se muestra en la

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figura 3-3, los vientos parecen desviarse hacia la derecha en el hemisferio norte y haciala izquierda en el hemisferio sur.

Figura 3-3. La desviacin de los vientos de gran escala en los hemisferios norte y sur

Fuerza del gradiente de presin

El viento se produce por la tendencia de la naturaleza a corregir las diferencias en lapresin atmosfrica. As, el viento soplar de las reas de presin alta a las de presinbaja. La presin que equilibra la fuerza que tiende a mover el aire de la presin alta a labaja se denomina fuerza del gradiente de presin.

El gradiente de presin es la tasa y la direccin del cambio de presin. Est representadopor una lnea trazada en los ngulos derechos de las isobaras, como se muestra en lafigura 3-4. Cuando las isobaras se encuentran cerca, los gradientes son inclinados. Elviento se mover ms rpidamente a travs de isobaras inclinadas. Los vientos son mssuaves cuando las isobaras estn ms alejadas porque la pendiente entre estas no es taninclinada; por consiguiente, el viento no ejerce tanta fuerza.

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Figura 3-4. Gradientes de presin

La figura 3-4 indica que el viento se desplaza de reas de presin alta a otras de presinbaja pero, debido a la fuerza de Coriolis (efecto de la rotacin de la Tierra), el viento nofluye paralelamente con el gradiente de presin. Adems, ntese que la direccin del

viento superficial (lneas continuas) es diferente de la del viento superior (lneaspunteadas), a pesar de tener la misma fuerza de gradiente de presin. Esto se debe afuerzas de friccin.

Friccin

La friccin, la tercera fuerza principal que afecta al viento, empieza a actuar cerca de lasuperficie terrestre hasta que llega a altitudes aproximadas de 500 a 1.000 m. Estaseccin de la atmsfera se denomina capa lmite planetaria o atmosfrica. Por encima

de esta capa, la friccin deja de influir en el viento. La fuerza de Coriolis y la delgradiente de presin se encuentran balanceadas por encima de la capa lmite planetaria.Como se indica en la figura 3-5, las fuerzas balanceadas que se producen por encima dela capa donde la friccin influye en el viento crean un viento que sopla paralelamentecon las isobaras. Este viento se denomina viento geostrfico. En el hemisferio norte, las

presiones bajas se producirn a la izquierda del viento. En el hemisferio sur, suceder locontrario.

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Figura 3-5. Balance de fuerzas producidas por el viento geostrfico (hemisferio norte)

Dentro de la capa de friccin, la fuerza de Coriolis, la fuerza del gradiente de presin yla friccin ejercen una influencia sobre el viento. El efecto de la friccin sobre el vientoaumenta a medida que este se acerca a la superficie terrestre. Adems, mientras msaccidentada sea la superficie terrestre, mayor ser la influencia friccional. Por ejemplo,sobre una rea urbana el flujo de aire experimenta ms friccin que sobre una gran masade agua.

La friccin no slo disminuye la velocidad del viento sino que tambin influye en sudireccin. El efecto de la friccin sobre la direccin del viento se debe a la relacinexistente entre la velocidad del viento y la fuerza de Coriolis. Se debe recordar que estafuerza es proporcional a la velocidad del viento. Por lo tanto, a medida que esteexperimenta mayor friccin en altitudes progresivamente bajas dentro de la capa defriccin, su velocidad y la fuerza de friccin disminuyen. Con la friccin, la fuerza deCoriolis decrece en relacin con la fuerza del gradiente de presin; esta no equilibra lafuerza de Coriolis como lo hace con el viento geostrfico sobre la capa lmite planetaria.Al contrario, la fuerza del gradiente de presin predomina y desplaza el viento hacia la

presin baja (vase la figura 3-6). La direccin del viento se dirige hacia la presin bajahasta que el vector resultante de la fuerza friccional y la fuerza de Coriolis equilibran demanera exacta la fuerza del gradiente de presin. A medida que las fuerzas friccionalesaumentan, las direcciones del viento giran ms bruscamente hacia la presin baja. Este

cambio en la direccin del viento segn las diferentes altitudes dentro de la capa defriccin se ilustra en la figura 3-7 y se denomina espiral de Ekman. El giro de ladireccin del viento disminuye con la altura hasta que la friccin deja de influir en elflujo del viento, como en el caso del viento geostrfico.

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Figura 3-6. La fuerza de Coriolis acta con la friccin para equilibrar la fuerzahorizontal del gradiente de presin

Figura 3-7. La espiral de Ekman del viento en el hemisferio norte

El efecto de la friccin en el viento influye significativamente en el transporte de loscontaminantes del aire. Cuando una pluma de contaminantes del aire emerge de unachimenea, es probable que ascienda a travs de la capa lmite planetaria (o atmosfrica)

donde la friccin cambia la direccin del viento con la altura. Esto la dispersar

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horizontalmente en direcciones distintas. Adems, los contaminantes liberados endiferentes alturas de la atmsfera pueden moverse en direcciones diferentes.

Sistemas de presin

El movimiento horizontal del aire est determinado por muchas fuerzas. Los vientossuperficiales se desplazan en direccin contraria a las agujas del relojalrededor de lossistemas de presin baja (ciclones) en el hemisferio norte. Este mismo balance defuerzas conduce el aire en la direccin de las agujas del relojalrededor de sistemas de

presin alta (anticiclones) en el hemisferio norte, lo contrario sucede en el hemisferiosur. La figura 3-8 muestra el flujo de aire relacionado con los sistemas de presincercanos a la superficie terrestre. En el hemisferio norte, en los niveles superiores de laatmsfera donde se remueven las fuerzas friccionales, el aire se mueve en forma

paralela con las isobaras, como se indica en la figura 3-5.

Figura 3-8. Flujo del aire superficial alrededor de sistemas de presin alta y baja en elhemisferio norte

Efectos del sistema de alta presin del Pacfico y del sistema de presin alta de lasBermudas en la contaminacin del aire

La presencia de anticiclones subtropicales semipermanentes en los principales ocanosinfluye en la dispersin de la contaminacin del aire en diversas reas del mundo. Elsistema de presin alta del Pacfico y el de presin alta de las Bermudas constituyen dosejemplos de sistemas de presin alta de gran escala que afectan la calidad del aire enCalifornia del sur y el sudeste de Estados Unidos, respectivamente. Estos sistemas de

presin alta son conocidos como semipermanentes porque cambian de posicin slo deverano a invierno. Se forman por el hundimiento del aire en la regin sobre las zonas decalmas subtropicales (aproximadamente 30 de latitud). El aire fro en altura(hundimiento) se comprime y calienta a medida que se hunde en estas reas de presinalta y establece una inversin de temperatura elevada. Esta ltima se produce cuando

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existe una capa de aire clido sobre una de aire fro, lo cual impide el movimientovertical del aire. El fondo de esta capa de inversin generalmente se aproxima a lasuperficie mientras ms se aleje del centro del anticicln. Para mayor informacin sobreinversiones en general e inversiones de subsidencia o de asentamiento en particular,remtase a la leccin 4.

Sistema de presin alta del Pacfico

En el lado orientalde estos anticiclones semipermanentes, la capa de inversin esreforzada por el flujo del aire que se desplaza en la direccin de las agujas del relojalrededor del sistema de presin que atrae el aire del norte. El aire se enfra al entrar encontacto con el agua fra del ocano. Esta condicin afecta el rea de California del sur,que est ubicada en el lado oriental del sistema de presin alta del Pacfico. Lasinversiones de temperatura, que limitan la mezcla vertical de los contaminantes del aire,son comunes en esta rea. Por consiguiente, los contaminantes del aire se puedenacumular en niveles peligrosos en la capa superficial de la atmsfera bajo la capa deinversin.

Sistema de presin alta de las Bermudas

En el lado occidentalde los anticiclones permanentes, las condiciones son menosseveras. El movimiento del aire en la direccin de las agujas del reloj da lugar al flujodel viento de reas tropicales del sur, donde el aire es clido y hmedo. El aire que seasienta en estas reas de alta presin conduce a inversiones de temperatura elevada perola frecuencia y la fuerza de estas no son tan significativas como las que influyen en lascostas occidentales de los continentes debido a la adveccin del aire clido. Esta

situacin es tpica en el sudeste de Estados Unidos, donde el sistema de presin alta delas Bermudas, situado en el ocano Atlntico, influye en el transporte y la dispersin delos contaminantes.

Circulacin general

La circulacin general representa el flujopromediode aire alrededor del mundo. Comolos vientos pueden variar ampliamente respecto del promedio en cualquier tiempo ylugar, el estudio de los patrones de flujo promedio del viento puede servir paraidentificar los patrones predominantes de circulacin en ciertas latitudes y entender suscausas. Como se observ en la leccin 2, la fuerza que impulsa la circulacin general esel calentamiento irregular de la superficie terrestre. Las regiones ecuatoriales recibenmucho ms energa del sol que las polares. Las variaciones horizontales de latemperatura atmosfrica, causadas por el calentamiento irregular, determinandiferencias de presin que dirigen la circulacin atmosfrica.

Dada la complejidad de la circulacin mundial del aire, se empezar por estudiar unmodelo simple que explica cmo sera dicho proceso sin las complicaciones causadas

por la rotacin de la Tierra y la irregularidad de su superficie. Si la Tierra no rotara yestuviera compuesta por una superficie slida uniforme, se podra observar un modelo

de circulacin muy predecible del ecuador a los polos (vase la figura 3-9). El aire delecuador, que recibe ms radiacin solar, sera mayor que el de los polos. Sera ms

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clido y ligero, y se elevara debido a la conveccin. A medida que el aire ecuatorialclido se eleva, se producen tormentas elctricas que liberan ms calor y hacen que elaire contine elevndose hasta que llega a la capa superior de la atmsfera. En este

punto, el aire empezara a moverse hacia las regiones polares y se enfriara a medidaque se traslade. En los polos, el aire fro denso descendera a la superficie y volvera a

fluir hacia el ecuador. En el hemisferio norte, el flujo del aire cercano a la superficieestara siempre fuera del norte porque el aire ms fro del polo norte remplazara al aireclido, ascendente desde el ecuador.

Figura 3-9. Circulacin planetaria hipottica del aire si la Tierra no rotara y si tuvierauna superficie uniforme

Sin embargo, la Tierra rota, lo que complejiza este flujo relativamente simple de aire. Elefecto de Coriolis es un factor principal que explica los patrones reales del flujo del airealrededor de la Tierra.

A continuacin se explicar cmo acta la fuerza de Coriolis en la circulacin planetariadel aire. En el ecuador, el aire clido se eleva y muchas veces se condensa en grandesnubarrones y tormentas. De este modo, se desarrolla una banda de presin bajaalrededor del ecuador. Estas tormentas elctricas liberan calor, que conduce el aire hacia

partes ms altas de la atmsfera. All, el aire empieza a trasladarse lateralmente hacialos polos y se enfra a medida que se mueve. El aire empieza a convergir o "reunirse" auna altura aproximada de 30 de latitud. La convergencia del aire hace que este sehunda o asiente en esta latitud. Esto determina la divergencia del aire en la superficieterrestre. A medida que el aire se hunde en esta regin, el cielo se muestra despejado y

los vientos superficiales son suaves y variables. Las latitudes de 30 se conocen comozonas de calmas subtropicalesporque era all donde se encalmaban los barcos de vela

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oeste es el frente polar, que se traslada a medida que ambas masas de aire se presionanentre s de un lado al otro. El frente polar viaja del oeste al este y ayuda al aire fro adesplazarse hacia el sur y al aire hmedo y clido, hacia el norte (hemisferio del norte)y, de ese modo, transporta energa calorfica a las regiones polares. A medida que el airehmedo y clido, caracterstico de los vientos del oeste, ejerce una presin sobre los del

este, fros y ms secos, se desarrolla un clima tempestuoso. Por consiguiente, el frentepolar generalmente est acompaado por nubes y precipitaciones.

Como se indica en la figura 3-10, las bandas ms estrechas de vientos de alta velocidad,conocidas como corrientes de chorro, se desarrollan cuando existen grandesdiferencias horizontales de temperatura. Si bien la corriente de chorro vara en tamao yfuerza, generalmente tiene entre 7,6 y 12,2 km (25.000 y 40.000 pies) sobre la Tierra, ysus velocidades oscilan entre 129 y 193 km (80 y 120 mph) segn la latitud y laestacin. Estos vientos de gran altitud afectan a los superficiales al mismo tiempo queayudan a "dirigir" los sistemas superficiales del clima. Si bien la direccin de lacorriente de chorro generalmente es de este a oeste alrededor del globo, muchas veces

desciende de norte a sur al tiempo que sigue el lmite entre el aire clido y fro.

Masas de aire

Las masas de aire son fenmenos de escala macro, que cubren cientos de miles de

kilmetros cuadrados y se extienden por miles de metros. Son volmenes de airerelativamente homogneos con respecto a la temperatura y a la humedad, y adquierenlas caractersticas de la regin sobre la que se forman y desplazan. Los procesos deradiacin, conveccin, condensacin y evaporacin condicionan la masa de aire amedida que se desplaza. Adems, los contaminantes liberados en una masa de aire sedesplazan y dispersan dentro de ella. Las masas de aire son ms frecuentes en ciertasregiones. Estas reas se conocen como regiones de origen y determinan la clasificacinde la masa de aire. Las masas de aire se clasifican como martimas o continentalessegn tengan su origen en el ocano o la Tierra, y como rticas, polares o tropicalessegn la latitud de su origen. El cuadro 3-1 resume las caractersticas de las masas deaire. La figura 3-11 muestra las trayectorias tpicas de las masas de aire en

Norteamrica. La frontera entre masas de aire con caractersticas diferentes se denominafrente. Un frente no es una pared marcada sino una zona de transicin que muchasveces abarca varias millas. Los frentes se describen posteriormente en esta leccin.

Figura 3-11. Trayectorias de las masas de aire en Norteamrica

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Cuadro 3.1 Clasificacin de las masas de aire

Nombre Origen Propiedades Smbolo

rtica Regiones polares Temperaturas bajas, pero conhumedad relativa alta de

verano, la ms fra de lasmasas de aire de invierno

A

Polarcontinental*

reas continentalessubpolares

Temperaturas bajas (crecientescon el movimiento hacia elsur), poca humedad,

permanece constante

cP

Polarmartima

rea subpolar y reginrtica

Temperaturas bajas, crecientescon el movimiento, humedadalta

mP

Tropicalcontinental

reas subtropicales depresin alta

Temperaturas altas, bajocontenido de humedad

cT

Tropicalmartima

Fronteras meridionalesde reas ocenicas

subtropicales de presinalta

Temperaturas altas moderadas,humedad alta especfica yrelativa

mT

Nota: El nombre de una masa de aire, por ejemplopolar continental, se puedeinvertir a continental polarpero el smbolo cP se mantiene para ambos casos.

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La temperatura es una propiedad bsica de las masas de aire. La temperatura de unamasa de aire depende de la regin donde esta se origina. Las masas rticas de aire sonlas ms fras, y las tropicales, las ms clidas.

La humedad es la segunda propiedad bsica de una masa de aire. Desempea un papelsignificativo en el tiempo y en el clima, y generalmente se trata independientemente delos dems componentes del aire. En cualquiera de sus formas, la humedad atmosfricaes un factor de humedad, nubosidad, precipitacin y visibilidad. El vapor de agua y lasnubes afectan la transmisin de la radiacin tanto hacia como desde la superficieterrestre. A lo largo del proceso de evaporacin, el vapor del agua tambin transportacalor latente al aire, lo cual le da una funcin en el intercambio de calor (as como en elintercambio de humedad) entre la Tierra y la atmsfera. El agua atmosfrica se obtiene

por evaporacin pero se pierde por precipitacin. La atmsfera slo almacena unafraccin de minuto del agua terrestre bajo la forma de nubes y vapor. La cantidad neta

de agua presente en la atmsfera al final de cualquier perodo para una determinadaregin es una suma algebraica total de la cantidad almacenada en un perodo previo, laganancia por evaporacin, la ganancia o prdida por transporte horizontal y la prdida

por precipitacin. Esta relacin expresa el balance hdrico de la atmsfera.

Frentes

Cuatro patrones de frentes -clido, fro, ocluido y estacionario- se pueden formar poraire de temperaturas diferentes. El frente fro(figura 3-12) es una zona de transicinentre el aire clido y el fro, donde este ltimo se mueve sobre el rea previamenteocupada por el clido. Por lo general, los frentes fros presentan pendientes de 1:50 a1:150, lo que significa que por cada kilmetro de distancia vertical cubierta por elfrente, habr de 50 a 150 km de distancia horizontal cubierta. El aumento de aire clidosobre un frente fro en avance y el enfriamiento expansivo subsiguiente a este aire,

conducen a nubosidades y precipitaciones de acuerdo con la posicin del frentesuperficial (el frente superficial es el punto en el que el frente en avance entra encontacto con la Tierra).

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Figura 3-12. Frente fro en avance

Los frentes clidos, por otro lado, separan el aire clido en avance del aire fro enretirada y presentan pendientes del orden de 1:100 a 1:300 debido a los efectos defriccin del borde de salida del frente. La precipitacin generalmente se encuentra en elavance de un frente clido, como se puede observar en la figura 3-13.

Figura 3-13. Frente clido en avance

Cuando emergen frentes fros y clidos (y el frente fro se sobrepone al clido) seforman frentes ocluidos (figura 3-14). Los frentes ocluidos pueden ser llamadosoclusiones de frentes clidos o fros, como lo indica la figura 3-15. Sin embargo,cualquiera sea el caso, una masa de aire ms fra predomina sobre una no tan fra.

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Figura 3-14. Frente ocluido

Figure 3-15. Oclusiones de frentes fros y clidos

Independientemente del tipo de frente ocluido que se aproxime, las nubes yprecipitaciones resultantes de tal frente sern similares a las de un frente clido (figura3-13). A medida que el frente pasa, las nubes y la precipitacin se parecern a las de unfrente fro (figura 3-12). As, por lo general es imposible distinguir cundo se aproximaun frente clido y cundo lo hace uno ocluido. Las regiones en las que predominan losfrentes ocluidos presentan pocas nubes, cantidades mnimas de precipitaciones y

pequeos cambios diarios de temperatura.

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El ltimo tipo de frente es el estacionario. Como su nombre lo indica, las masas de airealrededor de este frente no se encuentran en movimiento. Ser semejante al frente clidoen la figura 3-13 y producir condiciones climticas similares. En la figura 3-16, semuestra un mapa con un frente estacionario. Las abreviaturas cP y mT representan lasmasas de aire de los tipos polar continental y del tropical martimo. Un frente

estacionario puede provocar malas condiciones climticas que persistan durante variosdas.

Figura 3-16. Frente estacionario

Las reas migratorias de presin alta (anticiclones) y de presin baja (ciclones), ascomo los frentes relacionados con estas ltimas son responsables de los cambiosclimticos diarios que se producen sobre la mayora de las regiones de latitud media dela Tierra. Los sistemas de presin baja de latitudes medias se forman a lo largo desuperficies frontales que separan masas de aire provenientes de fuentes distintas, concaractersticas diferentes en cuanto a la humedad y la temperatura. La configuracin deun sistema de presin baja est acompaada por la formacin de una onda en el frente,consistente en un frente clido y uno fro, ambos con un movimiento contrario a lasagujas del reloj alrededor del sistema de presin baja. Este sistema se conoce comocicln. La figura 3-17 muestra el ciclo de vida de un cicln tpico. Como se recordar,los tringulos indican los frentes fros, y los semicrculos, los clidos. Las cinco etapas

presentadas aqu son:

1.

Inicio de la circulacin ciclnica2. Sector clido bien delimitado entre los frentes3. Frente fro que se sobrepone al clido4. Oclusin (fusin de los dos frentes)5. Disipacin

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Figura 3-17. La vida de un cicln

Entrampamiento frontal

Los sistemas frontales estn acompaados por inversiones. Las inversionesse producencuando el aire clido se eleva sobre el fro y "entrampa" al aire fro por debajo. Cuando

se producen estas inversiones, la circulacin del aire es relativamente escasa y el aire seestanca tambin de manera relativa. Este entrampamiento frontal se puede producir yasea con frentes clidos o con fros. Como por lo general un frente clido se desplazams lentamente que uno fro y su superficie frontal se agita de manera ms gradual, elentrampamiento generalmente ser ms importante con un frente clido. Adems, lasvelocidades del viento de bajo nivel y superficial delante de un frente clido (dentro delsector entrampado) generalmente sern inferiores a las velocidades del viento detrs deun frente fro. La mayor parte del entrampamiento frontal clido se producir de norte aoeste desde una determinada fuente contaminante, y el entrampamiento frontal fro desur a este desde la fuente.

Influencias topogrficas

Terreno plano -Montaa/valle -Tierra/agua -reas urbanas

Las caractersticas fsicas de la superficie terrestre se denominan rasgos del terreno otopografa. Los rasgos topogrficos no slo influyen en el calentamiento de la Tierra ydel aire que la rodea sino tambin en el flujo del aire. Los rasgos del terreno, como se

podra esperar, afectan sobre todo el flujo del aire relativamente cercano a la superficieterrestre. Como se indica en la figura 3-18, estos rasgos se pueden agrupar en cuatro

categoras: plano, montaa/valle, tierra/agua y reas urbanas.
http://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#planohttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#vallehttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#aguahttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#urbanohttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#urbanohttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#urbanohttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#aguahttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#vallehttp://www.bvsde.paho.org/cursoa_meteoro/lecc3/lecc3_7.html#plano

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Figura 3-18. Topografa

Los rasgos topogrficos afectan la atmsfera de dos maneras, como se muestra en lafigura 3-19: trmicamente (a travs del calor) y geomtricamente (o mecnicamente).La turbulencia trmica se produce por el calentamiento diferencial. Los objetos emitencalor en tasas distintas. Por ejemplo, un rea con pasto no tendr capacidad de absorciny, en consecuencia, liberar tanto calor como una playa de estacionamiento asfaltada.La turbulencia mecnica es causada por el viento que fluye sobre objetos de tamaos yformas diferentes. Por ejemplo, el flujo del viento que rodea un edificio ser diferentedel de un maizal.

Figura 3-19. Los efectos topogrficos en el calor y en flujo del viento

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Terreno plano

Si bien una pequea parte de la superficie terrestre es completamente plana, algunasreas se consideran como planas para propsitos topogrficos. En esta categora estnincluidos los ocanos, aunque tienen una textura de superficie, y los rasgos ligeramenteondulantes del terreno (figura 3-20)

Figura 3-20. Terreno plano

La turbulencia del viento sobre un terreno plano est limitada a la cantidad deaccidentes de la superficie, ya sean naturales o hechos por el hombre. El cuadro 3-2

presenta una lista de los elementos superficiales, desde los rasgos de superficies lisascon poca influencia friccional hasta los rasgos accidentados con amplia influenciafriccional.

Cuadro 3-2. Ejemplos de diferentes superficies accidentadas(en orden de muy lisas a muy accidentadas)

Llanura arcillosa, hieloMar en calma

ArenaPlanicie, cubierta de nieveCsped cortadoCsped bajo, estepaTerreno plano y en barbechoCsped altoBosques con rboles bajosBosques con rboles altosAfueras de la ciudadCiudad

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

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Estos rasgos inducen un efecto friccional en la velocidad del viento y producen el

conocido perfil del viento con altura (figura 3-21). La figura 3-21 indica que lavelocidad del viento aumenta con la altitud en cada uno de los tres tipos de terrenosrepresentados. Las reas urbanas con construcciones densas y edificios altos ejercen unafuerza friccional grande sobre el viento haciendo que disminuya, cambie de direccin yse haga ms turbulento. Por consiguiente, los vientos de gradiente (esto es, los que no seven afectados por la friccin) alcanzan mayores altitudes cuando se producen sobrereas urbanas que cuando lo hacen sobre el nivel del suelo.

Figura 3-21. Ejemplos de la variacin del viento segn la altura sobre superficies con

diferentes rasgos topogrficos (las figuras son porcentajes de los vientos de gradiente).

Fuente: Turner, 1970.

La turbulencia trmica sobre un terreno plano se debe a rasgos naturales o producidospor el hombre. Por ejemplo, el agua no se calienta tan rpidamente durante el da pero elconcreto lo hace excepcionalmente bien. Durante la noche, el concreto libera grandescantidades de calor al aire, el agua no. El aire se eleva sobre los objetos calentados encantidades variables (figura 3-22). Como se observ en la leccin 2, el fenmeno que se

presenta cuando el aire se eleva se llama conveccin.

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Figura 3-22. Calentamiento diferencial

Montaa/valle

El segundo tipo es el terreno con montaas y valles. Esta combinacin, representada enla figura 3-23, tambin se denomina terreno complejo.

Figura 3-23. Terreno complejo con montaas y valles

Los investigadores de la contaminacin del aire concuerdan en que la dispersinatmosfrica en los terrenos complejos puede ser muy diferente y mucho ms complicadaque en los terrenos planos. Los efectos del terreno complejo en la dispersin atmosfricahan sido investigados en modelos de fluidos y por medio de experimentos de campo.

La turbulencia mecnica en terrenos con montaas y valles siempre depende deltamao, la forma y la orientacin de los rasgos. Las numerosas combinaciones deterrenos montaosos o con valles incluyen una sola montaa sobre un terreno plano, unvalle profundo entre montaas, un valle en terreno plano o una cordillera. Sin embargo,

como se indica en la figura 3-24, el aire tiende a elevarse sobre un obstculo que sepresenta en su camino y una parte trata de abrirse paso por los diferentes lados. Si una

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inversin de temperatura elevada (aire clido sobre aire fro) cubre la mayor elevacin,entonces el aire tratar de encontrar su camino por los costados de la montaa. Cuandoel flujo de aire es bloqueado, se produce un entrampamiento o recirculacin del aire.Durante la noche, los cerros y las montaas producen flujos de vientos descendientes

porque el aire es ms fro en grandes elevaciones. Por lo general, los vientos

descendientes son ligeros. Sin embargo, bajo condiciones correctas, se pueden producirvientos ms rpidos.

Figura 3-24. Flujo de viento sobre y alrededor de las montaas

La turbulencia trmica en un terreno con montaas y valles tambin guarda relacin conel tamao, la forma y la orientacin de los rasgos. Si bien no es posible explicar todas

las combinaciones, se pueden presentar algunas generalidades. Las montaas y losvalles se calientan de manera desigual debido al movimiento del sol en el cielo (figura3-25). Por la maana, el sol calienta e ilumina un lado de una montaa o valle. El otrolado todava esta oscuro y fro. El aire se eleva sobre el lado iluminado y desciendesobre el oscuro. Al medioda, "cae" sobre ambos lados y los calienta. Al final de latarde, la situacin es similar a la de la maana. Despus de la oscuridad, a medida que elaire se enfra debido al enfriamiento radial, el aire desciende al valle desde las colinasms altas.

La figura 3-26 muestra vientos descendentes y ascendentes que se producen durante elda y la noche, respectivamente. En el caso de un valle, los vientos descendentes se

pueden producir en las pendientes opuestas del valle, lo que determina que el aire fro ydenso se acumule o deposite en el suelo. Este aire fro se puede descender hacia el valle

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y causar el movimiento del aire debido al drenaje de aire fro. Adems, como el aire frodesciende al suelo del valle, el aire en altura se vuelve ms clido. Esto da lugar a unainversin de temperatura que restringe el transporte vertical de los contaminantes delaire (fenmeno discutido en la leccin 4).

Figure 3-25. Turbulencia trmica en el valle (el aire se eleva cuando la Tierra seilumina)

Figura 3-26. Variaciones diurnas en el flujo del viento en montaas y valles debido alcalentamiento solar.

Adems, los vientos de un valle estn encadenados debido a su forma. Los vientossoplan predominantemente hacia la parte superior o hacia la parte baja del valle. Esto

puede conducir a concentraciones altas de contaminantes del aire en el suelo debido aque la geometra del valle restringe las variaciones en la direccin del viento.

El otro efecto del calentamiento se debe a las caractersticas del suelo. Las reascubiertas por rboles se calentarn menos que las pendientes rocosas o los terrenosllanos. Para interpretar el efecto producido en un terreno complejo es importante tener

un conocimiento detallado de las reas especficas que lo conforman.

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Tierra/agua

El tercer tipo de terreno es una interfaz de Tierra/agua (figura 3-27). En parte debido ala comodidad, muchas ciudades grandes estn ubicadas cerca de cuerpos de agua. Latierra y el agua no slo presentan superficies con accidentes de diferentes

caractersticas, sino tambin distintas propiedades de calentamiento. Puede ser muydifcil predecir el flujo del aire y, por lo tanto, la dispersin y el transporte de las plumasen este caso.

Figura 3-27. Turbulencia trmica en la interfaz Tierra/agua

Las propiedades trmicas de la Tierra y el agua son radicalmente diferentes. La tierra y

los objetos que se encuentran sobre ella se calentarn y enfriarn rpidamente; el agualo hace lentamente. Las temperaturas del agua no varan mucho de un da a otro o deuna semana a otra. Experimentan cambios estacionales, con un retraso mximo de 60das. Por ejemplo, las temperaturas ocenicas ms clidas se producen desde fines delverano hasta inicios del otoo y las ms fras, desde fines del invierno hasta inicios de la

primavera.

Mientras el sol brilla sobre la interfaz Tierra/agua, la radiacin solar penetra varios piesa travs del agua. Por otro lado, la radiacin solar que cae sobre la Tierra slo calentarlas primeras pulgadas. Adems, mientras el sol brilla sobre la superficie acutica, se

produce la evaporacin y cierto calentamiento. La capa delgada del agua cercana al aire

se enfra debido a la evaporacin y se mezcla con la pequea capa superficial calentada.Esta mezcla mantiene la temperatura del agua relativamente constante. Por otro lado, lassuperficies de la Tierra se calientan rpidamente, lo que hace que el aire adyacente secaliente, se haga menos denso y se eleve. El aire fro sobre el agua es atrado Tierraadentro. Es lo que se conoce como "brisa marina" (figura 3-28). Por la noche, el aireque est sobre la Tierra se enfra rpidamente debido al enfriamiento radial, que haceque la temperatura de la Tierra disminuya ms rpidamente que la del cuerpo adyacentede agua. Esto crea un flujo de retorno llamado "brisa terrestre" (figura 3-29). Lasvelocidades del viento en una brisa terrestre son ligeras; mientras que las velocidadesdel viento en el mar pueden ser muy aceleradas. La presin diferencial sobre la tierra yel agua causa las brisas marinas. Con estas (durante el da), la presin sobre la Tierra

calentada es menor que la presin sobre el agua ms fra. En cambio, con las brisasterrestres (durante la noche) ocurre lo contrario.

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Figura 3-28. Brisa marina causada por el calentamiento diferencial

Figura 3-29. Brisa terrestre causada por el calentamiento diferencial

Los accidentes de la Tierra y el agua tambin son diferentes (figura 3-30). La superficie

del agua es bastante sensible al flujo del aire. A medida que aumenta la velocidad delviento, la superficie del agua se altera y se forman olas. Cuando los vientos fuertescausan olas, la superficie del agua deja de ser tan calma como cuando haba vientoligero. Sin embargo, el agua es an ms suave que la mayora de los rasgos de la Tierra.Debido al cambio del agua -relativamente suave- a la accidentada tierra, el flujo del airecambia de direccin con la creciente influencia friccional (mayor turbulencia). Lamagnitud del cambio de direccin depende de la del contraste de accidentes en lasuperficie.

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Figura 3-30. Turbulencia mecnica en la interfaz Tierra/agua.

reas urbanas

Las reas urbanas presentan accidentes adicionales y caractersticas trmicas diferentesdebido a la presencia de elementos hechos por el hombre. La influencia trmica dominala de los componentes friccionales (figura 3-31). Materiales de construccin como elladrillo y el concreto absorben y retienen el calor de manera ms eficiente que el suelo yla vegetacin de las reas rurales. Cuando el sol se pone, el rea urbana continairradiando calor desde los edificios, las superficies pavimentadas, etc. El aire que estecomplejo urbano calienta, asciende y crea un domo sobre la ciudad. Este fenmeno se

llama efecto de la isla calrica. La ciudad emite calor durante toda la noche. Recincuando el rea urbana empieza a enfriarse, sale el sol y empieza a calentar el complejourbano nuevamente. Por lo general, debido al continuo calentamiento, las reas urbanasnunca recobran condiciones estables.

Figura 3-31. Turbulencia trmica y mecnica de las ciudades

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La turbulencia mecnica sobre las reas urbanas es muy parecida a la que se produce enun terreno complejo. Los edificios, separados y en conjunto, alteran el flujo del aire:mientras ms altos sean, ms aire se distribuye. Adems, las reas pblicas canalizan ydirigen el flujo de maneras intrincadas. As como es imposible predecir detalles exactossobre superficies con montaas y valles, se carece de una descripcin exacta del flujo en

las reas urbanas.


1. El calentamiento del aire ____________ su presin.

a. Aumentab. Disminuye

2. Las lneas que repres

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