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Meteorología de la contaminación atmosférica
Cuando una fuente contaminante emite gases a la atmósfera nos es muy difícil predecir su trayectoria futura. Esto es debido a que es un proceso complejo donde intervienen muchos factores diferentes. Los factores los podemos agrupar en dos bloques diferentes:
Meteorológicos
Orígenes de la emisión.
Los meteorológicos son:
Velocidad y dirección del viento en el punto de salida del contaminante.
Temperatura.
La existencia o no de turbulencias atmosféricas.
La estabilidad atmosférica.
La influencia de los efectos topográficos en la meteorología.
Las emisiones de contaminante pueden tener interés en tres escalas diferentes:
Microescala: del orden de 1 Km (típico en el penacho de una chimenea).
Mesoescala: del orden de 100 Km (vientos montaña-valle).
Macroescala: Miles de Km (océanos y continentes).
Estas tres escalas tienen una relación propia con los tiempos en que transcurren los fenómenos. Esto es debido a la velocidad del viento que, en circunstancias atmosféricas normales, tienen una velocidad de 5 m/s con lo que los efectos meteorológicos de microescala tienen lugar durante minutos y horas, los de mesoescalas durante horas y días y, finalmente, los de macroescala durante días y semanas.
Nuestro modelo evalúa emisiones a nivel microescalar y mesoescalar. La mayoría de los fenómenos físicos de interés suceden dentro de la Capa Límite Atmosférica. La Capa Límite Atmosférica es la capa de aire más baja de la atmósfera terrestre (entre 500 m y 2000 m) y está influenciada por los efectos del calor y la rugosidad de la superficie terrestre. La dispersión de los contaminantes atmosféricos dentro de la capa límite se produce mediante turbulencias atmosféricas (remolinos) que varían fuertemente según la estratificación de la misma. A la capa límite atmosférica le sigue la troposfera que se extiende a una altitud entre 10 y 15 Km en donde la temperatura disminuye con la altitud con una disminución de aproximadamente 9,8 ºC por Km que nos elevemos. De este gradiente vertical de temperaturas dependen las corrientes de convección en donde el aire templado sube y el frío desciende.
En la superficie terrestre, la velocidad del viento es nula debido a la fricción que produce la rugosidad de la superficie terrestre. A medida que nos separamos de dicha superficie nos encontraremos con que la velocidad del viento empieza a aumentar. Esta velocidad es compleja y debida a muchos factores diferentes como son el movimiento de la tierra, el gradiente vertical de temperaturas, la existencia de remolinos,.... Dentro de la capa límite podremos definir una componente de velocidad media y otra de velocidad variable. Todos estos son procesos complejos. De noche, cuando se enfría la superficie terrestre, el gradiente de temperaturas se invierte y, por consiguiente, cambian los movimientos de convección y la velocidad del viento. En la parte baja de la troposfera, la temperatura ambiente normalmente disminuye con la altitud. La velocidad con la que dicha temperatura disminuye se conoce como gradiente de temperaturas. Este gradiente se mide mediante un globo sonda equipado con un termómetro que va haciendo lecturas a medida que asciende en la atmósfera. Dicho gradiente varía de un día a otro, entre el día y la noche, entre una estación y la otra. Los gradientes de temperaturas obtenidos se comparan con el denominado gradiente de temperatura seca adiabática. El término adiabático quiere decir sin pérdida o ganancia de calor.
Bajo condiciones adiabáticas, un volumen de aire caliente ascendente se comportará como un globo. Al ascender, el aire de la parcela aumentará su volumen debido a que la densidad del aire externo que le rodea es inferior. La expansión finalizará cuando ambas densidades se igualen. El aire seco que se expande adiabáticamente se enfría a una velocidad de 9,8ºC/Km o alrededor de 1ºC/100m. Se dice que una atmósfera es neutralmente estable cuando el gradiente de temperatura ambiental es igual al gradiente de temperatura seca adiabática. O, lo que es lo mismo, el gradiente de temperatura ambiente es igual a 1ºC por cada 100m. En este caso, un volumen de aire ascendente o descendente ajustará su temperatura automáticamente a la de los alrededores. Dicho de otra manera, si cambiamos la posición de dicho volumen a otra nueva dentro de la atmósfera, el nuevo volumen de aire no experimentará ninguna fuerza que lo trate de mover de su nueva posición de equilibrio. El volumen es estable en su nueva posición y es estable en cualquier otra posición.
Cuando el gradiente de temperatura ambiental de una atmósfera excede del gradiente de temperatura adiabática, tenemos una atmósfera inestable. Dicho de otra manera, si la velocidad de enfriamiento en la ascensión es mayor que 1ºC/100m la atmósfera es inestable. Si por alguna razón mecánica (por ejemplo, una corriente de aire que choca contra una montaña y rebota hacia arriba empujando una masa de aire) una masa de aire es empujada hacia arriba en una atmósfera inestable, nos encontraremos que la temperatura de dicha masa no estará ajustada a la que le rodeará a mayor altura ya que estará más templada (dicha masa ascendente de aire se ha enfriado a 1ºC/100m). Por lo tanto, y debido a la flotación, dicha masa de aire seguirá ascendiendo por si sola. En el caso contrario, si una masa de aire frío es empujada mecánicamente hacia abajo, se encontrará rodeada de aire mucho más caliente por lo que se seguirá hundiendo. Esto se conoce como atmósfera inestable con un gradiente de temperaturas superadiabático.
Una atmósfera es estable cuando el gradiente de temperatura ambiental es menor auque el gradiente de temperatura seca adiabática. Dicho de otra manera, el gradiente de temperatura es inferior a 1ºC/100m. Si movemos mecánicamente hacia arriba una parcela de aire, nos encontraremos con que la parcela estará más fría que los alrededores y se verá forzada a hundirse tratando de volver a su posición original. Si hundimos mecánicamente dicha parcela de aire nos encontraremos con que la parcela se verá rodeada de aire a una temperatura inferior por lo que tratará de subir de nuevo hacia arriba. De este modo, la parcela de aire es estable y se resiste a moverse hacia arriba o hacia abajo. La atmósfera es estable con un gradiente de temperatura subadiabático. En este caso hay muchas menos turbulencias. La condición de inversión estable es una variante de la atmósfera estable. En este caso, la temperatura aumenta con la altitud. La parcela de aire se encuentra con aire mucho más caliente al subir viéndose forzada a volver a su posición original. Si se hunde, se encontrará rodeada de aire mucho más frío por lo que volverá a subir a su posición original. Esta es una condición de muy alta estabilidad por lo que los contaminantes se pueden encontrar atrapados en la atmósfera durante largos periodos.
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