Conceptos Básicos Sobre Meteorología de La Contaminación Del Aire

8/18/2019 Conceptos Básicos Sobre Meteorología de La Contaminación Del Aire

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#rgón 1.4005ió!ido de carbono 4'6/eón '*

7elio 6,+8etano +,4%riptón 0,67idrógeno 0,69enón 0,0*5ió!ido denitrógeno 0,0+

2 ono 0,0' 0,03(') ppm es una abreviatura para e!presar partes por millón. Paraconvertir una concentración e!presada como ppm a otra e!presadacomo el porcentaje de un total, se debe dividir la concentración deppm entre '0,000.:uente; 7andboo< of #ir Pollution, '1=*.

Capas de la atmós era

La atmósfera est" dividida en cuatro capas; la troposfera, la estratosfera, lamesosfera y la termosfera (figura ' '). La troposfera, la capa m"s baja,est" compuesta por casi tres cuartos de la masa atmosférica y contiene casitodos los componentes -ídricos de la atmósfera (vapor, nubes yprecipitación). La troposfera donde se encuentran las masas de aire, losfrentes y las tormentas es la capa m"s agitada y la que determina el climade la $ierra. La profundidad de la troposfera varía con la latitud y laestación. La parte superior de la troposfera (tropopausa) est"apro!imadamente a '=,6


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%asi toda la contaminación del aire en e!teriores se emite en la troposfera.l transporte de la contaminación del aire est" determinado por la velocidad

y la dirección de los vientos. La tasa de dispersión depende de la estructuratérmica de la atmósfera, así como de la agitación mec"nica del aire amedida que se despla a sobre los diferentes accidentes geogr"ficos. La

radiación solar y la -umedad, así como otros componentes de la atmósfera,causan un impacto en la transformación de las sustancias contaminantesemitidas en el aire. La remoción de los contaminantes no sólo depende desus características sino también de fenómenos clim"ticos como la lluvia, lanieve y la niebla. stos fenómenos meteorológicos interactivos se estudiancomo parte de la meteorología de la contaminación del aire.

La importancia de la meteorolo($a de la contaminación del aire

%omo la atmósfera es el medio en el que se liberan los contaminantes, eltransporte y la dispersión de estas descargas depende en gran medida depar"metros meteorológicos. Para reali ar actividades relativas a laplanificación de la calidad del aire es imprescindible comprender lameteorología de la contaminación del aire y su influencia en la dispersión delas sustancias contaminantes. Los planificadores emplean este conocimientopara ayudar a locali ar las estaciones de monitoreo de contaminación delaire y para desarrollar planes de implementación orientados al cumplimientode los est"ndares de calidad del aire en e!teriores. La meteorología se usapara predecir el impacto ambiental de una nueva fuente de contaminacióndel aire y para determinar el efecto de las modificaciones de las fuentes

e!istentes en la calidad del aire.%uando se desarrollan condiciones meteorológicas que no conducen a ladispersión de las sustancias contaminantes, los organismosgubernamentales encargados de controlar la contaminación del aire debenactuar r"pidamente para asegurar que los contaminantes no se concentrenen niveles inaceptables en el aire que respiramos. %uando estos niveles sone!cesivamente altos, se produce un caso de contaminación del aire y sedeben reducir las emisiones en la atmósfera.

LECCION )*ALANCE TERMICO +E LA ATMOSFERA

*ALANCE TERMICO +E LA ATMOSFERA

sta lección y las dos siguientes introducen los conceptos fundamentales dela meteorología la ciencia de la atmósfera y sus fenómenos. n la lección 'se aprendió que la meteorología desempe&a un papel muy importante en lacomprensión del transporte y la dispersión de los contaminantes del aire.Las lecciones + y 4 describen los principios meteorológicos b"sicos que


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producen la circulación atmosférica. La lección 3 se basa en conceptos yprincipios meteorológicos y discute la estructura vertical de la temperaturaatmosférica y la dispersión de la contaminación en el aire.

Radiación e insolación

La energía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene delsol. sta energía se transfiere a través de la radiación del calor en forma deondas electromagnéticas. La radiación del sol tiene su pico de transmisiónen el rango visible de longitudes de onda >entre 0,4* y 0, * micrómetros(?m)@ del espectro electromagnético (figura + '). in embargo, el soltambién descarga una cantidad considerable de energía en las regionesultravioletas e infrarrojas. /oventa y nueve por ciento de la energía solar seemite en longitudes de onda que oscilan entre 0,6 y 30 ?m. #dem"s, las

longitudes de onda m"s largas que +,6 ?m son fuertemente absorbidas porel vapor de agua y el dió!ido de carbono de la atmósfera. La radiación enlongitudes de onda menores que 0,+1 ?m es altamente absorbida en laatmósfera por el nitrógeno y el o!ígeno. Por consiguiente, la radiación solarque cae sobre la $ierra generalmente tiene una longitud de onda que oscilaentre 0,+1 y +,6 ?m.

Fi(ura )!1" Lon(itudes de onda a las #ue el sol irradia ,,- de suener($a"

:uente; 8oran y 8organ, '113.

+eterminación de la insolación solar

La cantidad de radiación solar recibida en una -ora y un lugar específicosdel sistema $ierra atmósfera se llama insolación (en inglés, insolation, deincoming solar radiation). La insolación esta determinada por cuatrofactores;

• La constante solar


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• La transparencia de la atmósfera• La duración de la lu del día• l "ngulo con el que los rayos solares caen sobre la $ierra.

Constante solar

La constante solar es la cantidad promedio de radiación recibida en unpunto perpendicular a los rayos solares, locali ado fuera de la atmósfera enla distancia media entre la $ierra y el sol. La cantidad real de radiación solarrecibida en el borde e!terior de la atmósfera varía ligeramente segAn laproducción de energía del sol y la distancia de la $ierra en relación con este.5ebido a la e!centricidad de la órbita terrestre alrededor del sol, la $ierra seacerca m"s a este en enero que en julio. #dem"s, la radiación emitida porel sol varía un poco, probablemente en un porcentaje mínimo. stas ligerasvariaciones que afectan la constante solar son triviales si se consideran laspropiedades atmosféricas que agotan la cantidad total de radiación solar

que cae sobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmósfera, laduración de la lu del día y el "ngulo con que los rayos solares caen sobre la$ierra son muc-o m"s importantes para determinar la cantidad deinsolación que realmente se recibe, la que también influye en el clima.

Cuadro )!1 .alores para la constante solar

Constante solar

',13 calBcm+ min

'.464 CBm+3+* DtuBpies+ -3,* '


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La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con lacantidad de insolación que llega a la superficie terrestre. La radiaciónemitida se agota a medida que pasa a través de la atmósfera. Los diferentescompuestos atmosféricos absorben o reflejan energía de diferentes manerasy en cantidades variadas. La transparencia de la atmósfera se refiere almonto en que la radiación penetra en la atmósfera y llega a la superficieterrestre sin agotarse. %omo se indica en la figura + +, una parte de laradiación que recibe la atmósfera se refleja desde la parte superior de lasnubes y desde la superficie terrestre, y otra es absorbida por moléculas ynubes.

Cuadro )!)" .alores al/edo para di erentes super icies

Super icieAl/edo&porcenta0e de laradiación incidente deonda corta'

• uelo negro, seco• uelo negro, -Amedo• $erreno arado, -Amedo

• #rena, brillante, fina

'3*

'34

• /ieve densa, seca ylimpia

• 7ielo de mar ligeramenteporoso a ulado lec-oso

• %apa de -ielo cubiertacon una capa de agua de'6 +0 cm

• Dosque cubierto pornieve

*= 164=

+=

44 30


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• Dosque de "rboles con-ojas caducas

• %opos de robles• Dosques de pinos

• Fonas de arbustosdesiertas

'

'*'3

+0 +1

• Pantanos• Praderas• $rigo de invierno

• Dre o

'0 '3'+ '4'= +4

'0

:uente; 5ra


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absorbe muc-o m"s radiación terrestre que solar. #dem"s, también irradiaenergía al espacio e!terior y la devuelve a la superficie terrestre. l sistema$ierra atmósfera emite continuamente radiación terrestre, durante el día yla noc-e. La absorción atmosférica de la radiación terrestre beneficia alsistema $ierra atmósfera al captar la radiación que se podría perder en el

espacio. ste fenómeno e!plica por qué la temperatura del airegeneralmente es m"s caliente durante las noc-es nubladas que durante lasdespejadas. l efecto invernadero es el nombre dado al resultado delproceso de intercambio de energía que -ace que la superficie terrestre secaliente m"s que lo que se calentaría si la atmósfera no volviera a irradiarenergía a la $ierra.

Iases como el dió!ido de carbono y el metano también aumentan lacapacidad de la atmósfera para absorber radiación. #lgunos científicospiensan que las crecientes emisiones, provocadas por el -ombre de estoscompuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar,

generalmente denominados gases del efecto invernadero) est"n calentandola $ierra y la atmósfera m"s r"pido de lo normal. ste fenómeno se conocecomo calentamiento global. l cuadro + 4 presenta una lista de los gasespredominantes del efecto invernadero. #lgunos científicos prevén que siesta tendencia continAa, se producir"n cambios graduales en lascondiciones clim"ticas. #ctualmente, se est"n reali ando estudios paradeterminar si las emisiones provocadas por el -ombre son significativaspara el fenómeno del calentamiento global.

Cuadro )!3" Los (ases del e ecto in ernadero

Gas del e ectoin ernadero

- del total de los(ases del e ecto

in ernadero

Fuentes 4 - deltotal de los (asesdel e ecto

in ernadero

5ió!ido de carbono(%2+)

60 nergía decombustibles fósiles(46)5eforestación ('0)#gricultura (4)Jndustria (+)

8etano (%73) '= nergía decombustibles fósiles(3)5eforestación (3)#gricultura (*)K!ido nitroso (/+2) =

nergía decombustibles fósiles(3)#gricultura (+)

%lorofluorocarbonos +0 Jndustria (+0)


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(%:%)

2 ono (24) * nergía decombustibles fósiles(=)Jndustria (+)

:uente; Cilliams, 8. '114.

La transparencia es una función no sólo de nubosidad sino también delatitud. Los rayos solares deben atravesar una capa de atmósfera reflectorade dispersión m"s espesa en las latitudes intermedias y altas que en lastropicales (figura + 4). ste efecto varía segAn las estaciones; en inviernoes mayor (en el -emisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y-ace que los rayos solares sean menos intensos en el -ori onte (figura + 3).

Fi(ura )!3" Relación entre la transparencia 4 la latitud

Fi(ura )!5" E ecto estacional de la transparencia en determinadau/icación


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+uración de la lu6 del d$aLa duración de la lu de día también afecta la cantidad de insolaciónrecibida; mientras m"s largo sea el período de lu solar, mayor ser" laposible insolación total. La duración de la lu del día varía con la latitud y lasestaciones. n el ecuador, el día y la noc-e son siempre iguales. n lasregiones polares, el período de lu del día alcan a un m"!imo de +3 -orasen verano y un mínimo de cero -oras en invierno. La figura + 6 muestracómo varía esta duración con las estaciones en el -emisferio norte.

Fi(ura )!7" .ariaciones estacionales en la duración de la lu6 del d$a

&8emis erio norte'


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9n(ulo de los ra4os

Fi(ura )!:" Ra4os o/licuos 4 erticales

l "ngulo con que los rayos solares caen sobre la $ierra varíaconsiderablemente a medida que el sol se mueve de un lado a otro delecuador. Mna superficie relativamente plana y perpendicular a un rayo solarvertical recibe la mayor cantidad de insolación. Por consiguiente, las "reasdonde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolación , ya queestos deben atravesar una capa m"s espesa de la atmósfera y se dispersansobre una superficie mayor (figura + =). ste mismo principio se aplica al


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despla amiento diario de los rayos solares. #l mediodía, se produce lamayor intensidad de insolación. 5urante la ma&ana y la tarde, cuando el solse encuentra en un "ngulo bajo, la intensidad de la insolación es menor.

*alance t%rmico

5ado que la energía del sol siempre ingresa en la atmósfera, si toda laenergía se almacenara en el sistema $ierra atmósfera, la $ierra se podríarecalentar. #sí, la energía se debe liberar de nuevo en el espacio. Por logeneral, esto es lo que sucede. La radiación recibida regresa como radiaciónterrestre y da lugar a un balance térmico, llamado balance de radiación.

La figura + muestra el balance de radiación (térmico) de la atmósfera. 5ecada '00 unidades de energía que ingresan en la atmósfera, 6' sonabsorbidas por la tierra, '1 por la atmósfera y 40 reflejadas nuevamente alespacio. Las 0 unidades que absorbe el sistema $ierra atmósfera (6' N '1unidades) son irradiadas nuevamente al espacio como una radiación deonda larga.

Fi(ura )!;" Radiación 4 /alance t%rmico promedio anual de laatmós era para 1


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La $ierra, en su totalidad, e!perimenta grandes contrastes entre el calor yel frío en cualquier época. n el ecuador, soplan brisas tropicales c"lidasmientras que en las regiones polares se forman capas de -ielo. 5e -ec-o,debido a las e!tremas diferencias de temperatura entre el ecuador y lospolos, el sistema $ierra atmósfera se asemeja a un motor térmico

gigante. Los motores térmicos dependen de los contrastes caliente frío paragenerar energía. %omo se ver" m"s adelante, este motor térmico mundialinfluye en los principales modelos de circulación atmosférica a medida queel aire caliente se traslada a "reas m"s frías . 5iversas "reas de la $ierra quereciben diferentes intensidades de insolación representan una gran parte deeste desequilibrio del calor. %omo se dijo anteriormente, la latitud, lasestaciones y la duración de la lu del día -acen que la intensidad deinsolación recibida varíe segAn el lugar.

Calentamiento di erencial

La superficie terrestre no sólo recibe diferentes magnitudes de radiaciónsolar sino que las diversas superficies terrestres absorben energía térmicaen magnitudes distintas. Por ejemplo, las masas de tierra absorben yalmacenan calor de manera diferente que las de agua. #dem"s, lacapacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en los distintostipos de superficies terrestres. l color, la forma, la te!tura de la superficie,la vegetación y la presencia de construcciones pueden influir en elcalentamiento y enfriamiento de la $ierra. Por lo general, las superficiessecas se calientan y enfrían m"s r"pidamente que las -Amedas. Las "reas

aradas, las playas arenosas y los caminos pavimentados se calientan m"sque las praderas y las "reas boscosas. 5urante el día, el aire de un terrenoarado es m"s c"lido que el de un bosque o un pantanoO durante la noc-e, lasituación es inversa. La propiedad que -ace que las diferentes superficies secalienten y se enfríen en velocidades distintas se denomina calentamientodi erencial .

La absorción de la energía térmica del sol se confina en una capa pocoprofunda de la superficie terrestre. Por consiguiente, las superficiesterrestres se calientan r"pidamente durante el día y se enfrían r"pidamentedurante la noc-e. n cambio, las superficies acu"ticas se calientan y enfrían

m"s lentamente que las terrestres por las siguientes ra ones; • l movimiento del agua produce calor• Los rayos solares pueden penetrar la superficie acu"tica• e requiere m"s calor para cambiar la temperatura del agua debido a

su mayor calor específico (se requiere m"s energía para aumentar latemperatura del agua que para cambiar la temperatura de la mismacantidad de suelo)

• La evaporación del agua es un proceso de enfriamiento

Transporte de calor


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#dem"s de la radiación, el calor se transmite por conducción, convección yadvección. stos procesos afectan la temperatura de la atmósfera cercana ala superficie terrestre. La conducción es el proceso por el cual se transmite

el calor a través de la materia sin que esta en sí se transfiera. Por ejemplo,el asa de una sartén de -ierro se calienta debido a la conducción de calordel mec-ero de la estufa. l calor es conducido de un objeto m"s caliente auno m"s frío. La transferencia de calor a través de la con ección seproduce cuando la materia est" en movimiento. l aire que se calienta através de una superficie terrestre calentada (por conducción) se elevar"porque es m"s liviano que el del ambiente. l aire calentado se eleva ytransfiere el calor verticalmente. #sí mismo, el aire en altura m"s frío se-undir" porque es m"s pesado que el aire del ambiente. sto va de la manocon el aumento del aire y es parte de la transferencia de calor porconvección. Los meteorólogos también emplean el término ad ección para

denotar la transferencia de calor que se produce principalmente por elmovimiento -ori ontal antes que por el movimiento vertical del aire(convección).

+istri/ución mundial del calor

%omo se -a mencionado anteriormente, la distribución mundial de lainsolación est" estrec-amente relacionada con la latitud. La insolación totalanual es mayor en el ecuador y disminuye -acia los polos. La figura + *

muestra la cantidad de radiación solar absorbida por la $ierra y la atmósfera(línea punteada) en comparación con la onda larga de radiación que sale dela atmósfera (línea negra). La cantidad de insolación recibida anualmente enel ecuador es cuatro veces mayor que la recibida en cualquiera de los polos.# medida que los rayos solares se despla an estacionalmente de un-emisferio a otro, la ona de insolación diaria m"!ima posible se mueve conestos. Para la $ierra como un todo, las ganancias de energía solar equivalena las pérdidas de energía que regresan al espacio (balance térmico). inembargo, como la región ecuatorial obtiene m"s calor que el que pierde ycomo los polos pierden m"s calor que el que obtienen (como lo se&ala lafigura + *), algo debe suceder para que el calor se distribuya de manera

m"s uniforme alrededor de la $ierra. 5e otro modo, las regionesecuatoriales seguirían calent"ndose y los polos enfri"ndose. Por lo tanto,para lograr un equilibrio, las circulaciones atmosféricas y oce"nicas reali anuna transferencia continua de calor a larga escala (de latitudes bajas aaltas).

Fi(ura )!=" +istri/ución latitudinal del calor


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La atmósfera conduce el aire c"lido -acia los polos y el aire frío -acia elecuador. La transferencia de calor de los trópicos -acia los polos se producedurante todo el a&o pero en una escala muc-o menor en verano que eninvierno. n verano, la diferencia de temperatura entre las latitudes bajas yaltas es considerablemente menor que en invierno (60H menos en el-emisferio norte). %omo se podría esperar, el -emisferio de invierno tieneuna pérdida neta de energía, y el -emisferio de verano, una ganancia neta.La mayor parte de la ganancia del estío se almacena en las capassuperficiales de la $ierra y el océano, principalmente en este Altimo.

Los océanos también desempe&an un papel importante en el intercambio decalor. l agua caliente fluye -acia los polos a lo largo del lado occidental de


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una cuenca del océano y el agua fría -acia el ecuador en el lado oriental. nlatitudes m"s altas, el agua caliente se mueve -acia los polos en el ladooriental de la cuenca del océano y el agua fría -acia el ecuador en el ladooccidental. Las corrientes oce"nicas se encargan de transportarapro!imadamente 30 por ciento de la energía del ecuador -acia los polos. l

=0 por ciento restante se atribuye al movimiento del aire.

LECCION 3LA ESTR>CT>RA +INAMICA +E LA ATMOSFERA

Introducción

$odos estamos familiari ados con las diferentes formas que puede adoptarla circulación atmosférica; brisas suaves, tormentas eléctricas, -uracanes,para mencionar unas pocas. l aire se mueve a fin de equilibrar losdesbalances de presión atmosférica que causan las variaciones de lainsolación y el calentamiento diferencial. l calentamiento diferencial es lacausa principal de la circulación atmosférica en la $ierra. n esta lección see!plicar" por qué el viento sopla desde una determinada dirección y lascausas de los patrones generales de circulación del aire. e observar"n lasdiferencias de comportamiento entre los vientos en altura y lossuperficiales, y cómo influye la topografía de la $ierra en estos Altimos.

Circulación atmos %rica

l aire se mueve a fin de equilibrar los desbalances de presión causados porel calentamiento diferencial de la superficie terrestre. # medida que setraslada de "reas de alta presión a "reas de baja presión, el viento esinfluido significativamente por la presencia o ausencia de la fricción. Porconsiguiente, los vientos superficiales se comportan de manera diferenteque los vientos en altura debido a las fuer as de fricción que actAan cercade la superficie terrestre. La rotación de la $ierra modifica la circulaciónatmosférica pero no la produce, ya que, esencialmente, la atmósfera rotacon la $ierra. l movimiento del aire ayuda a evitar que las concentracionesde los contaminantes liberados al aire alcancen niveles peligrosos.


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?resión atmos %rica

# pesar de ser invisible, el aire tiene peso. %ualquier gas como el airecontiene moléculas que se mueven en todas las direcciones y a grandesvelocidades. n realidad, la velocidad depende de la temperatura del gas. La

presión atmosférica es causada por moléculas de aire (por ejemplo, o!ígenoo nitrógeno) que c-ocan tanto entre sí como con otros objetos y rebotan. sfunción del nAmero de moléculas atmosféricas en un determinado volumeny la velocidad a la que se despla an. %uando el aire est" confinado dentrode ciertos límites, el calentamiento aumenta su presión y el enfriamiento ladisminuye. %uando se confina en un espacio m"s peque&o, su presiónaumenta pero disminuye cuando se e!pande en un espacio mayor.

n cualquier ubicación, ya sea en la superficie terrestre o en la atmósfera,la presión atmosférica depende del peso del aire de la capa superior.Jmagine una columna de aire. Mna columna de aire que se e!tiende a

cientos de


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sopla de norte a sur y un viento del oeste es aquel que sopla de oeste aeste. %uando los vientos soplan con mayor frecuencia desde una direcciónque desde otra, esta recibe el nombre de iento pre alente .

La velocidad del viento aumenta r"pidamente con la altura sobre el nivel del

suelo mientras que la carga de fricción disminuye. Por lo general, el vientono es una corriente constante sino conformada por r"fagas con unadirección ligeramente variable, separada por intervalos. Las r"fagas deviento que se producen cerca de la $ierra se deben a las irregularidades dela superficie, lo cual crea remolinos. Los remolinos son variaciones de lacorriente principal del flujo del viento. Las irregularidades mayores seproducen por convección o transporte vertical del calor. stas y otrasformas de turbulencia contribuyen al movimiento del calor, de la -umedad ydel polvo en el aire en altura.

Fuer6a de Coriolis

Fi(ura 3!)" La uer6a de Coriolis

i la $ierra no rotara, el aire se movería directamente de una presión alta auna presión baja. in embargo, como lo -ace, para una persona queobserva desde la superficie del planeta, se produce una aparente desviacióndel aire. La uer6a de Coriolis causa una desviación del aire a la derec-a

en el -emisferio norte y a la i quierda en el -emisferio sur. e trata de unafuer a aparente causada por la rotación de la $ierra bajo la acción delmovimiento del aire. 2bservado desde el espacio, este movimiento de aire(o cualquier movimiento libre de un objeto, para el caso) parece seguir unalínea recta. Pero para una persona que se encuentra en la $ierra, estemovimiento aparenta -aberse desviado.

La figura 4 + ilustra la fuer a de %oriolis. Jmagine un plato giratorio querota sobre su eje central como la $ierra (figura 4 +a). i sostiene una reglay tra a una línea recta a través del disco giratorio, vería una línea rectadesde su posición. i este plato fuera la $ierra, su posición sería el espacio.

in embargo, la línea que tra aría en el plato giratorio sería en realidad


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curva. Por consiguiente, desde un punto de vista giratorio, la línea esdesviada (figura 4 +c).

Lo mismo sucede cuando el viento sopla. sta fuer a aparente en el viento;• #umenta a medida que se incrementa la velocidad del viento• Permanece en "ngulos rectos en relación con la dirección del viento

(véase la figura 4 4)• %rece cuando la latitud aumenta (es decir, la fuer a es mayor en los

polos y cero en el ecuador)

l efecto de esta fuer a de desviación es que el viento pare ca cambiar dedirección en la $ierra. n realidad, esta se mueve en relación con el viento.%omo se muestra en la figura 4 4, los vientos parecen desviarse -acia laderec-a en el -emisferio norte y -acia la i quierda en el -emisferio sur.

Fi(ura 3!3" La des iación de los ientos de (ran escala en los8emis erios norte 4 sur

Circulación (eneral


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La circulación general representa el flujo promedio de aire alrededor delmundo. %omo los vientos pueden variar ampliamente respecto del promedioen cualquier tiempo y lugar, el estudio de los patrones de flujo promedio del

viento puede servir para identificar los patrones predominantes decirculación en ciertas latitudes y entender sus causas. %omo se observó enla lección +, la fuer a que impulsa la circulación general es el calentamientoirregular de la superficie terrestre. Las regiones ecuatoriales reciben muc-om"s energía del sol que las polares. Las variaciones -ori ontales de latemperatura atmosférica, causadas por el calentamiento irregular,determinan diferencias de presión que dirigen la circulación atmosférica.

5ada la complejidad de la circulación mundial del aire, se empe ar" porestudiar un modelo simple que e!plica cómo sería dic-o proceso sin lascomplicaciones causadas por la rotación de la $ierra y la irregularidad de su

superficie. i la $ierra no rotara y estuviera compuesta por una superficiesólida uniforme, se podría observar un modelo de circulación muypredecible del ecuador a los polos (véase la figura 4 3). l aire del ecuador,que recibe m"s radiación solar, sería mayor que el de los polos. ería m"sc"lido y ligero, y se elevaría debido a la convección. # medida que el aireecuatorial c"lido se eleva, se producen tormentas eléctricas que liberan m"scalor y -acen que el aire continAe elev"ndose -asta que llega a la capasuperior de la atmósfera. n este punto, el aire empe aría a moverse -acialas regiones polares y se enfriaría a medida que se traslade. n los polos, elaire frío denso descendería a la superficie y volvería a fluir -acia el ecuador.

n el -emisferio norte, el flujo del aire cercano a la superficie estaría

siempre fuera del norte porque el aire m"s frío del polo norte rempla aría alaire c"lido, ascendente desde el ecuador.

Fi(ura 3!5" Circulación planetaria 8ipot%tica del aire si la Tierra norotara 4 si tu iera una super icie uni orme

in embargo, la $ierra rota, lo que compleji a este flujo relativamentesimple de aire. l efecto de %oriolis es un factor principal que e!plica lospatrones reales del flujo del aire alrededor de la $ierra.


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# continuación se e!plicar" cómo actAa la fuer a de %oriolis en la circulaciónplanetaria del aire. n el ecuador, el aire c"lido se eleva y muc-as veces secondensa en grandes nubarrones y tormentas. 5e este modo, se desarrollauna banda de presión baja alrededor del ecuador. stas tormentas eléctricasliberan calor, que conduce el aire -acia partes m"s altas de la atmósfera.

#llí, el aire empie a a trasladarse lateralmente -acia los polos y se enfría amedida que se mueve. l aire empie a a convergir o reunirse a una alturaapro!imada de 40Q de latitud. La convergencia del aire -ace que este se-unda o asiente en esta latitud. sto determina la divergencia del aire en lasuperficie terrestre. # medida que el aire se -unde en esta región, el cielose muestra despejado y los vientos superficiales son suaves y variables. Laslatitudes de 40Q se conocen como 6onas de calmas su/tropicales porqueera allí donde se encalmaban los barcos de vela que viajaban al /uevo8undo. l término correspondiente en inglés es horse latitudes porque,segAn la leyenda, cuando escaseaban los alimentos y las provisiones,generalmente los tripulantes se comían a los caballos o estos eran arrojados

en esta región.5e las onas de calmas subtropicales, una parte del aire superficial regresaal ecuador. 5ebido al efecto de %oriolis, los vientos soplan desde el nordesteen el -emisferio norte y desde el sudeste en el -emisferio sur. stos vientosconstantes se llaman vientos alisios. %omo se puede observar en la figura4 6, los vientos alisios convergen alrededor del ecuador en una regióndenominada la 6ona intertropical de con er(encia &@ITC' . ste aireecuatorial convergente se calienta y se eleva a lo largo del ciclo.

Fi(ura 3!7" Circulación atmos %rica (eneral

n lugar de despla arse -acia el ecuador, en las latitudes de 40Q %, unaparte del aire superficial lo -ace -acia los polos. La fuer a de %oriolis desvíaestos vientos -acia el este en ambos -emisferios. stos vientos superficiales


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soplan del oeste al este y se denominan ientos pre alentes del oeste oientos del oeste en ambos -emisferios. ntre las latitudes de 40Q a =0Q,

los sistemas móviles de presión y las masas de aire asociadas (que seabordar"n posteriormente) ayudan a transportar la energía. La mayor partedel aire -Amedo de las regiones del sur se despla a -acia el norte. sta

-umedad se condensa y libera la energía que ayuda a calentar el aire en laslatitudes del norte.

n las "reas que se encuentran entre las latitudes de =0Q y los polos,prevalecen los ientos polares del este . stos forman una ona de airefrío que sopla -acia el sudeste (-emisferio del norte) y -acia el nordeste(-emisferio del sur) -asta que se encuentran con los del oeste, m"s c"lidos.La interfa entre los vientos polares del este y los del oeste es el rentepolar , que se traslada a medida que ambas masas de aire se presionanentre sí de un lado al otro. l frente polar viaja del oeste al este y ayuda alaire frío a despla arse -acia el sur y al aire -Amedo y c"lido, -acia el norte

(-emisferio del norte) y, de ese modo, transporta energía calorífica a lasregiones polares. # medida que el aire -Amedo y c"lido, característico delos vientos del oeste, ejerce una presión sobre los del este, fríos y m"ssecos, se desarrolla un clima tempestuoso . Por consiguiente, el frentepolar generalmente est" acompa&ado por nubes y precipitaciones.

%omo se indica en la figura 4 6, las bandas m"s estrec-as de vientos dealta velocidad, conocidas como corrientes de c8orro , se desarrollancuando e!isten grandes diferencias -ori ontales de temperatura. i bien lacorriente de c-orro varía en tama&o y fuer a, generalmente tiene entre ,=y '+,+


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Los rasgos topogr"ficos afectan la atmósfera de dos maneras, como semuestra en la figura 4 =; térmicamente (a través del calor) ygeométricamente (o mec"nicamente). La turbulencia térmica se producepor el calentamiento diferencial. Los objetos emiten calor en tasas distintas.Por ejemplo, un "rea con pasto no tendr" capacidad de absorción y, enconsecuencia, liberar" tanto calor como una playa de estacionamientoasfaltada. La turbulencia mec"nica es causada por el viento que fluye sobreobjetos de tama&os y formas diferentes. Por ejemplo, el flujo del viento querodea un edificio ser" diferente del de un mai al.

Fi(ura 3!;" Los e ectos topo(r2 icos en el calor 4 en lu0o del iento

Terreno plano


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i bien una peque&a parte de la superficie terrestre es completamenteplana, algunas "reas se consideran como planas para propósitostopogr"ficos. n esta categoría est"n incluidos los océanos, aunque tienenuna te!tura de superficie, y los rasgos ligeramente ondulantes del terreno(figura 4 *)

Fi(ura 3!=" Terreno plano

La turbulencia del viento sobre un terreno plano est" limitada a la cantidadde accidentes de la superficie, ya sean naturales o -ec-os por el -ombre. lcuadro 4 + presenta una lista de los elementos superficiales, desde losrasgos de superficies lisas con poca influencia friccional -asta los rasgosaccidentados con amplia influencia friccional.

Cuadro 3!)" E0emplos de di erentes super icies accidentadas&en orden de mu4 lisas a mu4 accidentadas'

Llanura arcillosa, -ielo8ar en calma#renaPlanicie, cubierta de nieve%ésped cortado%ésped bajo, estepa$erreno plano y en barbec-o

%ésped alto

Dosques con "rboles bajosDosques con "rboles altos#fueras de la ciudad%iudad

:uente; 5ra


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consiguiente, los vientos de gradiente (esto es, los que no se ven afectadospor la fricción) alcan an mayores altitudes cuando se producen sobre "reasurbanas que cuando lo -acen sobre el nivel del suelo.

Fi(ura 3!=" E0emplos de la ariación del iento se(Dn la altura so/re

super icies con di erentes ras(os topo(r2 icos &las i(uras sonporcenta0es de los ientos de (radiente'"

:uente; $urner, '1 0.

La turbulencia térmica sobre un terreno plano se debe a rasgos naturales oproducidos por el -ombre. Por ejemplo, el agua no se calienta tanr"pidamente durante el día pero el concreto lo -ace e!cepcionalmente bien.5urante la noc-e, el concreto libera grandes cantidades de calor al aire, elagua no. l aire se eleva sobre los objetos calentados en cantidadesvariables (figura 4 1). %omo se observó en la lección +, el fenómeno que sepresenta cuando el aire se eleva se llama convección.

Fi(ura 3!," Calentamiento di erencial


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MontaBa alle

l segundo tipo es el terreno con monta&as y valles. sta combinación,

representada en la figura 4 '0, también se denomina terreno complejo.Fi(ura 3!1


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Fi(ura 3!11" Flu0o de iento so/re 4 alrededor de las montaBas

La turbulencia térmica en un terreno con monta&as y valles también guardarelación con el tama&o, la forma y la orientación de los rasgos. i bien no esposible e!plicar todas las combinaciones, se pueden presentar algunasgeneralidades. Las monta&as y los valles se calientan de manera desigualdebido al movimiento del sol en el cielo (figura 4 '+). Por la ma&ana, el solcalienta e ilumina un lado de una monta&a o valle. l otro lado todavía estaoscuro y frío. l aire se eleva sobre el lado iluminado y desciende sobre eloscuro. #l mediodía, cae sobre ambos lados y los calienta. #l final de latarde, la situación es similar a la de la ma&ana. 5espués de la oscuridad, amedida que el aire se enfría debido al enfriamiento radial, el aire desciendeal valle desde las colinas m"s altas.

La figura 4 '4 muestra vientos descendentes y ascendentes que seproducen durante el día y la noc-e, respectivamente. n el caso de un valle,los vientos descendentes se pueden producir en las pendientes opuestas delvalle, lo que determina que el aire frío y denso se acumule o deposite en elsuelo. ste aire frío se puede descender -acia el valle y causar elmovimiento del aire debido al drenaje de aire frío. #dem"s, como el aire fríodesciende al suelo del valle, el aire en altura se vuelve m"s c"lido. sto dalugar a una inversión de temperatura que restringe el transporte vertical delos contaminantes del aire (fenómeno discutido en la lección 3).


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Fi(ure 3!1)" Tur/ulencia t%rmica en el alle &el aire se ele a cuandola Tierra se ilumina'

Fi(ura 3!13" .ariaciones diurnas en el lu0o del iento en montaBas4 alles de/ido al calentamiento solar"

#dem"s, los vientos de un valle est"n encadenados debido a su forma. Losvientos soplan predominantemente -acia la parte superior o -acia la partebaja del valle. sto puede conducir a concentraciones altas decontaminantes del aire en el suelo debido a que la geometría del vallerestringe las variaciones en la dirección del viento.

l otro efecto del calentamiento se debe a las características del suelo. Las"reas cubiertas por "rboles se calentar"n menos que las pendientes rocosaso los terrenos llanos. Para interpretar el efecto producido en un terrenocomplejo es importante tener un conocimiento detallado de las "reasespecíficas que lo conforman.


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(durante el día), la presión sobre la $ierra calentada es menor que lapresión sobre el agua m"s fría. n cambio, con las brisas terrestres(durante la noc-e) ocurre lo contrario.

Fi(ura 3!17" *risa marina causada por el calentamiento di erencial

Fi(ura 3!1:" *risa terrestre causada por el calentamiento di erencial

9reas ur/anas

Las "reas urbanas presentan accidentes adicionales y característicastérmicas diferentes debido a la presencia de elementos -ec-os por el-ombre. La influencia térmica domina la de los componentes friccionales(figura 4 ' ). 8ateriales de construcción como el ladrillo y el concretoabsorben y retienen el calor de manera m"s eficiente que el suelo y lavegetación de las "reas rurales. %uando el sol se pone, el "rea urbanacontinAa irradiando calor desde los edificios, las superficies pavimentadas,etc. l aire que este complejo urbano calienta, asciende y crea un domosobre la ciudad. ste fenómeno se llama efecto de la isla calórica. La ciudademite calor durante toda la noc-e. Gecién cuando el "rea urbana empie a aenfriarse, sale el sol y empie a a calentar el complejo urbano nuevamente.


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Por lo general, debido al continuo calentamiento, las "reas urbanas nuncarecobran condiciones estables.

Fi(ura 3!1;" Tur/ulencia t%rmica 4 mec2nica de las ciudades

La turbulencia mec"nica sobre las "reas urbanas es muy parecida a la quese produce en un terreno complejo. Los edificios, separados y en conjunto,alteran el flujo del aire; mientras m"s altos sean, m"s aire se distribuye.#dem"s, las "reas pAblicas canali an y dirigen el flujo de manerasintrincadas. #sí como es imposible predecir detalles e!actos sobresuperficies con monta&as y valles, se carece de una descripción e!acta delflujo en las "reas urbanas.

LECCI N 5

CIRC>LACION .ERTICAL Y ESTA*ILI+A+ ATMOSFERICA

Introducción

n la lección anterior se revisó la circulación -ori ontal de la atmósfera. Lacirculación vertical es igualmente importante en la meteorología de lacontaminación atmosférica ya que el grado en que se produce permitedeterminar la cantidad de aire disponible para la dispersión de loscontaminantes. La circulación vertical se puede atribuir a sistemas depresión alta y baja, a la elevación del aire sobre terrenos o frentes y a laconvección. Para comprender los mecanismos y las condiciones de lacirculación vertical, es necesario conocer algunos de sus principios b"sicos.


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Por lo tanto, antes de abordar la inestabilidad, la estabilidad y elcomportamiento de la pluma, presentaremos estos principios. $ambiéndiscutiremos la inversión, fenómeno en el que la temperatura del aireaumenta con la altura.

?rincipios relacionados con la circulación ertical

?orción de aire

# lo largo de la lección, se tratar" el concepto de porción de aire. staporción, teóricamente infinitesimal, es un cuerpo nítido de aire (un nAmeroconstante de moléculas) que actAa como un todo. Pero al serindependiente, no se me cla f"cilmente con el aire circundante. lintercambio de calor entre la porción de aire y sus alrededores es mínimo ysu temperatura, generalmente uniforme. Mna porción de aire es an"loga alaire contenido en un globo.

Factores de lota/ilidad

La temperatura y la presión atmosférica influyen en la flotabilidad de lasporciones de aire. 8ientras otras condiciones permanecen constantes, latemperatura del aire (un fluido) se eleva a medida que la presiónatmosférica aumenta y decrece a medida que esta disminuye. n lo que

respecta a la atmósfera, en la cual la presión del aire decrece con unaaltitud mayor, la temperatura normal de la troposfera disminuye con laaltura.

Mna porción de aire que se vuelve m"s c"lida que el aire circundante (por lairradiación de calor de la superficie terrestre, por ejemplo), comien a ae!pandirse y enfriarse ya que la temperatura de la porción es mayor que elaire circundante, es también menos densa. sto -ace que la porción seeleve o flote. #l elevarse, también se e!pande, con lo cual disminuye supresión y, por lo tanto, también su temperatura. l enfriamiento inicial deuna porción de aire produce el efecto contrario. s decir, mientras que el

aire c"lido se eleva y enfría, el aire frío desciende y se calienta .l grado en el que una porción de aire se eleva o desciende depende de la

relación e!istente entre su temperatura y la del aire circundante. 8ientrasm"s alta sea la temperatura de la porción de aire, esta se elevar", mientrasm"s fría, descender". %uando la temperatura de la porción de aire y la delaire circundante son iguales, la porción no se elevar" ni descender" amenos que sea bajo la influencia del flujo del viento.


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Gradiente ertical de temperatura

l gradiente vertical de temperatura se define como el gradiente en el quela temperatura del aire cambia con la altura. l verdadero gradiente verticalde temperatura de la atmósfera es apro!imadamente de = a Q% por


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n las noc-es despejadas el suelo se enfríar"pidamente, y muc-o, y a su ve enfría el aire encontacto con él que se vuelve m"s frío que el queest" encima. ste aire frío pesa m"s, no puedeascender y no se me cla. sta situación origina

que las capas situadas encima al estar m"scalientes presentan una situación anómala; unainversión térmica.

Ieneralmente, la inversión térmica se termina(rompe) cuando se calienta el suelo con lo cualrestablece la circulación normal en la troposfera.

i miramos una ciudad rodeada de monta&as una ma&ana fría, en la que lanoc-e anterior fue despejada, vemos una capa de polución retenida encima(como una gran boina de partículas de contaminación retenidas en una

nube) que se mantiene fija. Por ella detectamos que a-í e!iste unainversión térmica. s el smog (me cla de niebla y contaminación).

Fi(ura 5!)" Gradiente de temperatura

Situación de un d$a normal Situación con in ersión t%rmica

Fi(ura 5!3" In ersión de la temperatura


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Fi(ura 5!5" Gradiente de temperatura

Esta/ilidad 4 comportamiento de la pluma

l grado de estabilidad atmosférica y la altura de me cla resultante tienenun importante efecto en las concentraciones de contaminantes en el aireambiental. i bien en la discusión sobre la me cla vertical no -emos

abordado el movimiento -ori ontal del aire, o el viento, es importante saberque este se produce bajo condiciones de inversión. Los contaminantes queno se pueden dispersar -acia arriba lo pueden -acer -ori ontalmente através de los vientos superficiales.

La combinación de los movimientos verticales y -ori ontales del aire influyeen el comportamiento de las plumas de fuentes puntuales (c-imeneas). nla lección = se revisa m"s detalladamente la dispersión de las plumas. inembargo, en esta lección se describir"n los diversos tipos de plumascaracterísticos de diferentes condiciones de estabilidad.

?luma de espiralLa pluma de espiral de la figura 3 6 se produce en condiciones muyinestables debido a la turbulencia causada por el acelerado giro del aire.8ientras las condiciones inestables generalmente son favorables para ladispersión de los contaminantes, algunas veces se pueden producir altasconcentraciones moment"neas en el nivel del suelo si los espirales de lapluma se mueven -acia la superficie.


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Fi(ura 5!7" ?luma de espiral

?luma de a/anico

La pluma de abanico (figura 3 =) se produce en condiciones estables. lgradiente de inversión in-ibe el movimiento vertical sin impedir el -ori ontaly la pluma se puede e!tender por varios


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Fi(ura 5!; ?luma de cono

2bviamente, un problema importante para la dispersión de loscontaminantes es la presencia de una capa de inversión, que actAa comouna barrera para la me cla vertical. 5urante una inversión, la altura de unac-imenea en relación con la de una capa de inversión muc-as veces puedeinfluir en la concentración de los contaminantes en el nivel del suelo.

?luma de lotación

%uando las condiciones son inestables sobre una inversión (figura 3 *), ladescarga de una pluma sobre esta da lugar a una dispersión efectiva sinconcentraciones notorias en el nivel del suelo alrededor de la fuente. stacondición se conoce como flotación.

Fi(ura 5!=" ?luma de lotación

Fumi(ación


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i la pluma se libera justo debajo de una capa de inversión, es probable quese desarrolle una grave situación de contaminación del aire. Ra que el suelose calienta durante la ma&ana, el aire que se encuentra debajo de lamencionada capa se vuelve inestable. %uando la inestabilidad alcan a elnivel de la pluma entrampada bajo la capa de inversión, los contaminantes

se pueden transportar r"pidamente -acia abajo -asta llegar al suelo (figura3 1). ste fenómeno se conoce como fumigación. Las concentraciones decontaminantes en el nivel del suelo pueden ser muy altas cuando seproduce la fumigación. sta se puede prevenir si las c-imeneas sonsuficientemente altas.

Fi(ura 5!," Fumi(ación

7asta este punto, -emos desarrollado las condiciones y eventosmeteorológicos b"sicos que influyen en el movimiento y la dispersión de loscontaminantes del aire en la atmósfera. n la lección =, se e!plicar" m"sdetalladamente el comportamiento de los contaminantes alrededor defuentes puntuales, y en la siguiente lección, se abordar"n los instrumentosempleados en la medición meteorológica.

LECCION 7INSTR>MENTOS METEOROLOGICOS

Introducción

Para entender y predecir el transporte y la dispersión de los contaminantesdel aire en e!teriores es importante comprender los procesos atmosféricosb"sicos que influyen en los contaminantes de la atmósfera. La medición y elregistro de las variables meteorológicas permite obtener informaciónnecesaria para controlar la descarga de los contaminantes del aire en laatmósfera y para comprender el transporte y la dispersión de los


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Los dos principales tipos de instrumentos usados para medir la velocidad delviento son el anemómetro rotati o de cu/eta y e l anemómetro de8%lice (ilustrado en la figura 6 '). #mbos tipos de anemómetros constan dedos subconjuntosO el sensor y el transductor. l sensor es el dispositivo querota por acción de la fuer a del viento. l transductor es el que genera la

se&al que se grabar". Mn paquete completo de instrumentos también puedeincluir un sistema electrónico para captar y grabar las se&ales electrónicasque genera el transductor. Por ejemplo, es probable que se necesiteacondicionar la se&al de modo que produ ca una cantidad reportable. Paraello se debe usar un acondicionador de se&al. Por Altimo, para usar la se&alacondicionada, esta deber" ser registrada yBo grabada a través degrabadores y registradores.

Fi(ura 7!1" +os tipos de anemómetros

Anemómetros rotati os de cu/etas

l anemómetro rotativo de cubetas generalmente consta de tres cubetascónicas o -emisféricas montadas simétricamente sobre un eje vertical derotación. La tasa de rotación de las cubetas generalmente es lineal sobre elrango normal de medidas, con una velocidad lineal del viento deapro!imadamente + a 4 veces la velocidad lineal de un punto en el centrode una cubeta, segAn sea su ensamblaje.

Anemómetros con paletas de orientación 4 8%lices con montura i0a

l anemómetro con paletas de orientación >figura 6 ' (b)@ constageneralmente de una -élice de dos, tres o cuatro paletas radiales que rotasobre un eje de giro -ori ontal frente al viento. !isten varios anemómetrosde -élice que emplean moldes ligeros de pl"stico o de espuma depoliestireno para que las paletas de la -élice alcancen bajas velocidadesumbrales al inicio. #lgunos anemómetros de -élice no tienen paletasmóviles (véase la figura 6 +). n cambio, para determinar los componentesvectoriales (esto es, la velocidad y la dirección) del viento -ori ontal seusan -élices ortogonales de montura. Para determinar el componentevertical del viento, se puede emplear una tercera -élice con una monturafija que gira sobre un eje vertical.


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Fi(ura 7!)" Anemómetro &u ' con montura i0a

Transductores de elocidad del iento

!isten varios mecanismos para convertir la tasa de rotación de las cubetaso -élices en una se&al eléctrica adecuada para el registro yBoprocesamiento. La selección de un transductor depende de la naturale a delprograma de monitoreo es decir, del grado de sensibilidad requerido y deltipo de registro o lectura de datos que se necesita. Los cuatro transductoresm"s utili ados son; el generador 5%, el #%, el contacto eléctrico y el rayoluminoso interrumpido. 8uc-os tipos de generadores 5% y #% de usofrecuente tienen algunas limitaciones para lograr un nivel umbral bajo yrespuestas r"pidas. s importante usar instrumentos con bajos nivelesumbrales al inicio como los anemómetros que emplean generadores 5%miniaturi ados. Los transductores con generadores #% eliminan la fricciónde la escobilla pero se debe dise&ar cuidadosamente el circuito deacondicionamiento de la se&al para evitar la alteración de las oscilaciones enla se&al de salida que se puede producir ante velocidades bajas del viento.

Los transductores de contacto el%ctrico se usan para medir el pasaje totaldel viento (flujo continuo del viento) en lugar de velocidades instant"neas, yse pueden emplear para determinar la velocidad promedio del viento en undeterminado período. n general, no se recomienda usar estos dispositivosen los estudios sobre dispersión de contaminantes del aire. l transductorde ra4o luminoso interrumpido (troceador de lu ) generalmente se usaen aplicaciones de calidad del aire porque presenta menos fricción y, por lotanto, es m"s sensible a velocidades menores del viento. ste tipo detransductor usa un eje o disco ranurado, un emisor y un detector deim"genes. l ensamblaje de la cubeta o -élice -ace rotar el eje o discoranurado, con lo que crea un pulso cada ve que la lu pasa a través de unaranura y llega al detector de im"genes.

La frecuencia de salida de un generador #% o transductor troceador de luse puede transmitir a través de un acondicionador de se&al y convertirse enuna se&al analógica para diversos dispositivos de registro, tales como elregistrador continuo de banda de papel o de multipuntos, o de un


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convertidor analógico digital (#B5) a un registro digital con microprocesador.Sarios registradores modernos de datos pueden aceptar directamente lase&al por el tipo de frecuencia y, de este modo es posible eliminar lanecesidad de un acondicionamiento adicional de la se&al. l dise&o de unprograma de monitoreo debe incluir el registro y el procesamiento de datos.

+irección del iento

Por lo general, la dirección del viento se define como la orientación delvector del viento en la -ori ontal. Para propósitos meteorológicos, ladirección del viento se define como la dirección desde la cual sopla el

iento , y se mide en grados en la dirección de las agujas del reloj a partirdel norte verdadero. Por ejemplo, un viento del oeste sopla del oeste, a+ 0Q del norte. Mn viento del norte sopla desde una dirección de 4=0Q. La

dirección del viento determina la del transporte de una pluma emitida.?aletas de iento

l instrumento m"s comAn para medir la dirección del viento es la paleta deviento. Las paletas de viento se&alan la dirección desde la cual este sopla.Pueden ser de formas y tama&os diferentes; algunas con dos platos juntosen sus aristas directas y dispersas en un "ngulo (paletas separadas), otrascon un solo platillo plano o una superficie aerodin"mica vertical. Por logeneral, son de acero ino!idable, aluminio o pl"stico. #l igual que con losanemómetros, se debe tener cuidado al seleccionar un sensor a fin de

asegurar una durabilidad y sensibilidad adecuadas para una determinadaaplicación. La figura 6 4 muestra ejemplos de paletas de viento.

Fi(ure 7!3" ?aletas de iento

Los componentes -ori ontales (a imut-) y verticales (elevación) de ladirección del viento se pueden medir con una paleta bidireccional. Por logeneral, esta paleta consta de una aleta anular y dos aletas planasperpendiculares entre sí, contrapesadas y montadas sobre un card"n de


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modo que cada una puede rotar libremente, tanto en sentido -ori ontalcomo vertical.

Anemómetros de 8%lice con montura i0a

2tro método para medir la dirección -ori ontal yBo vertical del viento esmediante anemómetros de -élice de montura fija (mencionadosanteriormente). La dirección -ori ontal del viento se puede determinarmediante programas de cómputo a partir de los componentes ortogonalesde la velocidad del viento. La velocidad vertical también puede ser medidaal agregar una tercera -élice montada verticalmente. ste dispositivogeneralmente se conoce como anemómetro MSC.

Transductores de dirección del iento

8uc-os transductores del tipo conmutador simple se valen del contacto del

cepillo para dividir la dirección del viento en * ó '= sectores del comp"s. inembargo, para el estudio de la calidad del aire es mejor usar transductoresque provean al menos una resolución de '0Q (4= sectores del comp"s) en lamedición de la dirección del viento.

Mn transductor comAnmente usado para las aplicaciones de los modelos dela calidad del aire es el potenciómetro . l voltaje del potenciómetro varíadirectamente con la dirección del viento. Mn potenciómetro es un resistorvariable. %uando la dirección del viento cambia, el eje de la paleta delviento se mueve y -ace que la resistencia del potenciómetro varíe. stamodificación est" directamente relacionada con la dirección del viento.

>/icación 4 e posición de los instrumentos de medición del iento

Para obtener datos meteorológicos representativos en los estudios sobre lacontaminación del aire es clave la ubicación adecuada de los instrumentos.

stos se deben colocar lejos de obstrucciones que puedan influir en lasmediciones. /o se debe permitir que consideraciones secundarias, como laaccesibilidad y la seguridad, comprometan la calidad de los datos.

La altura est"ndar de e!posición de los instrumentos de viento en unterreno abierto es '0 m sobre el suelo. l terreno abierto se define como

una "rea donde la distancia entre el instrumento y cualquier obstrucción("rboles, edificios, etc.) es al menos '0 veces la altura de la obstrucción(véase la figura 6 3). n los casos en que las descargas de emisión seproducen generalmente sobre '0 m, es probable que se requieranmediciones adicionales del viento en mayores elevaciones. e deberíanestablecer alturas adecuadas de medición a partir de cada caso y segAn laaplicación. e recomienda, en lo posible, colocar los instrumentos de vientosobre una torre de rejas. #dem"s, se deben ubicar en la parte superior deesta o, si est"n en un lado de la torre, se deben ubicar en botavaras a unadistancia de al menos dos veces el di"metroBdiagonal de la torre,e!tendidas -acia afuera en dirección del viento prevalente (véase la figura

6 6).


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Fi(ura 7!5" Criterios de distancia para la u/icación de losinstrumentos de medición del iento"

Fi(ure 7!7" >/icaciones recomendadas para colocar losinstrumentos de iento

La temperatura 4 la di erencia de la temperatura

Para los estudios de contaminación del aire son Atiles tanto la temperaturadel aire ambiental en un solo nivel (generalmente ',6 a + m sobre el suelo)como la diferencia de temperatura entre dos niveles (generalmente + m y'0 m). stas medidas sirven para reali ar c"lculos sobre la elevación de lapluma y para determinar la estabilidad atmosférica.

Clases de sensores de temperatura


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Las tres clases principales de sensores de temperatura se basan en; (') lae!pansión térmica, (+) el cambio de resistencia y (4) las propiedadestermoeléctricas de diversas sustancias como una función de la temperatura.Los termómetros de mercurio y alco-ol son ejemplos comunes de sensoresde e!pansión térmica. in embargo, su valor es limitado en redes de

monitoreo in situ o remotas debido a que no tienen la capacidad de registrardatos automati ados.

Mn tipo de sensor comAn en los programas de medición meteorológica insitu es el detector de temperatura por resistencia (5$G). l 5$G operasobre la base de los cambios de resistencia de ciertos metales,principalmente el platino o el cobre, como una función de la temperatura.

stos dos metales son los m"s usados porque su resistencia muestra unaumento rigurosamente lineal con el incremento de la temperatura. 2trotipo de termómetro de cambio de resistencia es el termistor , -ec-o apartir de una me cla de ó!idos met"licos fusionados entre sí. Por lo general,

el termistor arroja un cambio de resistencia con la temperatura mayor queel 5$G. %omo la relación entre la resistencia y la temperatura para untermistor no es lineal, estos sistemas generalmente est"n dise&ados parausar una combinación de dos o m"s termistores y resistores fijos quepermitan obtener una respuesta casi lineal sobre un rango específico detemperatura.

l principio de operación de los sensores termoeléctricos es el flujo decorriente eléctrica entre dos metales diferentes y depende de latemperatura. La instalación de tales sensores, llamados termopares, e!igerequerimientos especiales para evitar corrientes de inducción de fuentes

cercanas de corriente alterna que podrían ocasionar errores en la medición.Los termopares también son susceptibles al voltaje espurio causado por la-umedad. Por estas ra ones, su uso es limitado en las mediciones rutinariasde campo.

+i erencia de temperatura

Los requisitos b"sicos de los sensores destinados a medir la diferencia de latemperatura vertical son fundamentalmente iguales para todas lasmediciones de temperatura ambiental. in embargo, para lograr unamedición con la e!actitud deseada se requieren sensores acoplados y una

calibración cuidadosa.>/icación 4 e posición de los instrumentos para medir latemperatura 4 la di erencia de temperatura

La temperatura del aire ambiental (superficial) se debe medir a una alturade + m. La altura est"ndar para medir la diferencia de temperatura es + y'0 m. i los niveles de emisión son considerables, puede ser apropiadoefectuar mediciones adicionales de la temperatura en elevaciones m"s altas.

stas elevaciones estarían determinadas segAn el caso y la aplicación. lsensor de la temperatura se debe ubicar en una "rea abierta, plana y bien

ventilada de al menos 1 m de di"metro. #dem"s, los sensores detemperatura se deben colocar a una distancia de al menos cuatro veces la


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altura de cualquier obstrucción y al menos a 40 m de "reas pavimentadasamplias. La superficie donde se localice el sensor debe estar cubierta poruna capa natural de tierra o pasto y estar lejos de "reas con aguaestancada. Los instrumentos deben estar blindados para protegerlos de laradiación térmica y bien ventilados con sistemas apropiados.

Radiación solar

La radiación solar est" relacionada con la estabilidad de la atmósfera. Losdatos sobre la cobertura y la altitud de las nubes (altura de la base de lacima de la nube que obscurece casi la mitad del cielo) proporcionan unaestimación indirecta de los efectos de la radiación solar y se usan junto conla velocidad del viento para derivar una categoría de estabilidadatmosférica.

l instrumento m"s usado en la medición de la radiación solar es elpiranómetro, ilustrado en la figura 6 =. l piranómetro mide la radiacióndirecta y difusa sobre una superficie -ori ontal. %onsta de un peque&o discoplano con sectores pintados alternativamente de blanco y negro. %uando elaparato es e!puesto a la radiación solar, los sectores negros se vuelven m"sc"lidos que los blancos. sta diferencia de temperatura se puede detectarelectrónicamente. e produce un voltaje eléctrico proporcional a la radiaciónsolar incidente. e instala una cApula de vidrio óptico est"ndar sobre eldisco que es transparente a longitudes de onda que oscilanapro!imadamente entre +*0 y +.*00 nm. #lgunos piranómetros usan una

cApula de vidrio de silicio para medir la radiación en diferentes intervalosespectrales.

Fi(ura 7!:" ?iranómetro

2tro tipo de sensor es el radiómetro neto , dise&ado para medir ladiferencia entre la radiación ascendente (solar) y la descendente (terrestre),a través de una superficie -ori ontal. La aplicación b"sica de un radiómetroneto es determinar la radiación diurna y nocturna como un indicador de laestabilidad. in embargo, las categorías de estabilidad nocturnasgeneralmente usadas en los estudios de contaminación del aire se basane!clusivamente en la velocidad del viento y en el aspecto del cielo.


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>/icación 4 e posición de los instrumentos para medir la radiaciónsolar

Los piranómetros usados para medir la radiación incidente (solar) se debencolocar en "reas abiertas con una amplia vista del cielo -acia todas las

direcciones y durante todas las estaciones. 5eben locali arse en puntosdonde no se produ can obstrucciones que proyecten una sombra sobre elsensor en cualquier momento. #dem"s, se debe evitar colocarlos cerca deparedes de colores claros y fuentes artificiales de radiación. La altura delsensor no es un factor determinante para los piranómetros. Mna ubicaciónrecomendable es sobre una plataforma elevada.

Los radiómetros netos se deben colocar apro!imadamente a ' m sobre elnivel del suelo. l subsuelo que est" bajo el instrumento debe serrepresentativo del "rea general. $ambién se deben colocar radiómetrosnetos para evitar obstrucciones en el campo de vista tanto ascendente

como descendente.Altura de me6cla

La profundidad vertical de la atmósfera donde se produce el me clado sedenomina capa de me6cla . La parte superior de esta capa se conoce comoaltura de me6cla . sta determina el alcance vertical del proceso dedispersión de los contaminantes liberados debajo de ella. e trata de unavariable importante para los estudios de calidad del aire ya que limita la

dispersión vertical de los contaminantes. i bien las alturas de me clageneralmente no se miden directamente, es posible obtener c"lculosapro!imados a partir de las mediciones meteorológicas rutinarias.

Por lo general, las alturas de me clado producidas por la ma&ana y por latarde se estiman a partir de los perfiles tanto de temperatura verticaltomados a la salida y puesta del sol, como de temperatura superficial. Losperfiles de la temperatura vertical se miden con radiosondas, instrumentostransportados elevados a través de globos m"s ligeros que el aire (esto es,globos generalmente llenos de -idrógeno o -elio). Para los modelos de lacalidad del aire, las alturas de me cla por -ora se pueden estimar a partir

de los valores de altura de me cla tomados dos veces al día a la salida y lapuesta del sol y las categorías de estabilidad atmosférica de cada -ora.

Los sistemas 25#G (acrónimo para Sound +etection And R anging>detección y e!ploración del sonido@) y radar perfilador de vientos 5opplerest"n adquiriendo importancia como -erramientas eficaces para efectuarmediciones remotas de variables meteorológicas en alturas que alcan anvarios cientos de metros sobre la superficie. Mn 25#G transmite un fuertepulso acAstico a la atmósfera y capta la parte del pulso que se e!pande yregresa. Mn radar perfilador de vientos usa principios de operaciónsemipares al 25#G, pero en ve de trasmitir pulsos acAsticos, se trasmite

pulsos electromagnéticos. e observa un creciente interés en el uso del25#G y del radar perfilador de vientos para el desarrollo de bases de


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datos meteorológicos requeridas como aporte para los modelos dedispersión. l an"lisis de los retornos de 25#G y de los radaresperfiladores de viento también puede servir para estimar la altura deme clado.

+esempeBo del sistema

n un programa de monitoreo es muy importante monitorear las variablesmeteorológicas adecuadas, que son representativas de las condiciones dedispersión atmosférica en una determinada ubicación. #sí mismo, esimportante asegurar un desempe&o adecuado del monitoreo para laobtención de datos representativos. La e!actitud y las características de lasrespuestas de los sistemas de monitoreo meteorológico son factoresimportantes para definir el desempe&o del sistema.

E actitud del sistema

La e actitud del sistema es el monto en que una variable medida se desvíade un valor aceptado como v"lido o est"ndar. La e!actitud se puedeconcebir para un componente individual o para el sistema general. Porejemplo, la e!actitud general de un sistema de medición del viento incluyelas e!actitudes del componente individual de un anemómetro de cubeta ode -élice, circuito electrónico colocado como un condicionador de se&al yregistrador de datos.

l cuadro 6 ' enumera valores de e!actitud recomendados para lossistemas in situ de monitoreo meteorológico destinados a aplicaciones deestudios de calidad del aire. st"n establecidos en función de los valores dee!actitud del sistema general, ya que los datos usados en los an"lisis decalidad del aire son los del sistema de medición. l cuadro 6 ' tambiénincluye las resoluciones recomendadas de medición O es decir, losaumentos mínimos visibles. stas resoluciones son necesarias paramantener los valores recomendados de e!actitud.

Las especificaciones y resoluciones relativas a la e!actitud presentadas en elcuadro 6 ' se pueden aplicar al sistema primario de medición (el m"s

recomendable es uno digital basado en un microprocesador). n el caso delos sistemas an"logos usados como reservas o backups , los límites dee!actitud recomendados en el cuadro 6 ' pueden aumentar en 60H. Lasresoluciones de estos sistemas deben ser adecuadas para mantener losvalores recomendados de e!actitud.

Cuadro 7!1" .alores de e actitud 4 resoluciones recomendadas parael sistema

.aria/le meteoroló(ica E actitud de laaria/le

Resolución de lamedición

Selocidad del viento T (0,+ mBs N 6H del 0,' mBs


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observado)

5irección del viento T 6 grados ' grado

$emperatura ambiental T 0,6 Q% 0,' Q%

5iferencia de latemperatura vertical

T 0,' Q% 0,0+ Q%

Gadiación solar T 6H del observado oCBm+U

'0 CBm+

$iempo T 6 minutos

U l que sea mayor:uente; M. . P# '1* (revisado en febrero de '114).

Caracter$sticas de las respuestas de los sensores meteoroló(icos insitu

Las características de las respuestas ayudan a definir la velocidad con la queun instrumento responder" a los cambios de las variables meteorológicas.

s necesario conocer algunas características de las respuestas de lossensores meteorológicos propuestos para los programas de monitoreo insitu a fin de garanti ar que los datos recolectados sean apropiados para laaplicación deseada.

Las siguientes definiciones se aplican para términos generalmenterelacionados con las características de respuesta del instrumento y laspropiedades in-erentes a los sensores meteorológicos;

Calma %ualquier velocidad promedio del viento por debajo del nivelumbral de inicio de la velocidad del viento o del sensor de dirección, el quesea mayor.

Ra6ón de amorti(uamiento l movimiento de una paleta de viento esuna oscilación amortiguada y la ra ón en la que disminuye la amplitud delas oscilaciones sucesivas es independiente de la velocidad del viento. La

ra ón de amortiguamiento es la ra ón de la oscilación real y la oscilacióncrítica, que es la medida de una resistencia mec"nica de la paleta almovimiento.

+istancia de retardo s la longitud de una columna de aire que pasa poruna paleta de viento tal que esta responder" a 60H de un cambio angularrepentino en la dirección del viento.

Constante de distancia La constante de distancia de un sensor es lalongitud por donde pasa el fluido requerido para causar una respuesta a undeterminado cambio en la velocidad del viento. La constante de distancia es

una característica de los anemómetros de cubeta y de -élice (rotativos).


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Ran(o s un término general usado para identificar los límites deoperación de un sensor, dentro del cual muc-as veces se especifica lae!actitud.

Ni el um/ral & elocidad inicial' La velocidad del viento a la que un

anemómetro o paleta empie a a trabajar segAn sus especificaciones.Constante de tiempo Período requerido para obtener la respuesta de unsensor a un determinado cambio en el par"metro que mide.

l cuadro 6 + enumera las características recomendadas para las respuestasde los sensores con miras a aplicarlas en modelos de regulación.

Cuadro 7!)" Caracter$sticas recomendadas de las respuestas paralos sensores meteoroló(icos

.aria/lesmeteoroló(icas Especi icaciones del sensor

Selocidad del viento Selocidad inicial V 0,6 mBs%onstante de la distancia V 6 m

5irección del viento Selocidad inicial V 0,6 mBsGa ón de amortiguamiento 0,3 a 0,5istancia de retardo V 6 m

$emperatura %onstante de tiempo V ' min

5iferencia de temperatura %onstante de tiempo V ' minGadiación solar %onstante de tiempo W 6 segundos

Gango de la temperatura de operación+0 Q% a N30 Q% en un valor específico

de e!actitud

Ase(uramiento 4 control de la calidad

l aseguramiento de la calidad (#%) aplicado al monitoreo meteorológicoabarca tanto el sistema de actividades destinado a proporcionar unproducto de calidad (control tradicional de la calidad) como el sistema deactividades destinado a proporcionar el aseguramiento del desempe&oadecuado del sistema de control de calidad (aseguramiento tradicional dela calidad) (:in


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documento enumera todos los procedimientos necesarios relacionados conla calidad e indica la frecuencia con la que se deben llevar a cabo. simprescindible elaborar y seguir un plan #% para asegurar la obtención dedatos representativos de buena calidad. Mn plan #% debe contener lasiguiente información;

Responsa/ilidades del personal del pro4ecto ; responsabilidades delpersonal que reali a tareas relacionadas con la calidad de los datos.

?rocedimientos para el in orme de datos ; breve descripción de cómo seproducen los datos y cómo se reali an las actividades durante cada paso dela secuencia del procesamiento.

?rocedimientos de alidación de los datos ; lista detallada de criteriosque se deben aplicar a los datos para probar su valide , cómo se debe llevara cabo el proceso de validación y el tratamiento de datos calificados como

cuestionables o no v"lidos.?rocedimientos de auditor$a ; descripción de qué auditorías se debenllevar a cabo, con qué frecuencia, y detalle de un procedimiento de auditoría(con referencia a procedimientos que involucren documentos, cuando seaposible). #dem"s, supone una descripción de sistemas de auditoría internosy e!ternos, incluyendo inspecciones del sitio por personal de supervisión uotros.

?rocedimientos de cali/ración ; descripción detallada de técnicas y de lafrecuencia de calibración de cada uno de los sensores o instrumentos que se

utili an. s necesario definir tanto las calibraciones completas como lasverificaciones del cero y del punto final de la escala de medición.

Crono(rama de mantenimiento pre enti o ; lista detallada de lasfunciones específicas de mantenimiento preventivo y de la frecuencia conque se deben ejercer. /o sólo incluye la inspección rutinaria del equipo y lareposición de repuestos, sino también te!to de funciones que se reali an enequipo.

In ormes de calidad ; cronograma y contenido de informes presentados ala administración que describen el estado del programa de aseguramiento

de la calidad. ste programa incluye la implementación de todas lasfunciones especificadas en el plan #%. sta implementación involucra alpersonal de todos los niveles de la organi ación. Los técnicos que operancon el equipo deben llevar a cabo un mantenimiento preventivo yverificaciones de %% en los sistemas de mediciones que est"n bajo suresponsabilidad. 5eben reali ar calibraciones y, cuando se requiera,participar en auditorías internas de estaciones operadas por otros técnicos.

stos supervisores inmediatos deben verificar la ejecución de todas lastareas de #% y revisar los apuntes y cuadros de control para asegurar lacorrección de los problemas potenciales antes de que se produ ca unapérdida de datos importantes.


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LECCION :LA +IS?ERSION +E LAS ?L>MAS Y EL MO+ELA+O +E LA

CALI+A+ +EL AIRE

Introducción

Los contaminantes ingresan a la atmósfera de diversas maneras. Porejemplo, cuando las plantas se descomponen, liberan metano. Losautomóviles, los camiones y los autobuses emiten contaminantes por elescape del motor y durante el abastecimiento de combustible. Las centraleseléctricas y los -ornos de las viviendas también.

l tipo de descarga de contaminación que -a recibido m"s atención es laque se libera desde fuentes puntuales como las c-imeneas. Las c-imeneasson de diferentes tama&os, puede tratarse de una peque&a c-imenea en eltec-o de un edificio o de una c-imenea elevada. u función es descargar loscontaminantes a suficiente altura desde la superficie terrestre para queestos puedan dispersarse bien en la atmósfera antes de llegar al suelo. ibien todas son iguales, las c-imeneas m"s altas dispersan mejor loscontaminantes que las m"s peque&as debido a que la pluma tiene queviajar a través de una capa atmosférica m"s profunda antes de llegar alnivel del suelo. # medida que la pluma viaja, se e!tiende y dispersa.

Ele ación de la pluma

Los gases emitidos por las c-imeneas muc-as veces son impulsados porabanicos. # medida que los gases de escape turbulentos son emitidos por lapluma, se me clan con el aire del ambiente. sta me cla del aire ambientalen la pluma se denomina arrastre . 5urante el arrastre en el aire, la plumaaumenta su di"metro mientras viaja a sotavento. #l entrar en la atmósfera,estos gases tienen un momentum . 8uc-as veces se calientan y se vuelvenm"s c"lidos que el aire e!terno. n estos casos, los gases emitidos sonmenos densos que el aire e!terior y, por lo tanto, flotantes. La combinacióndel momentum y la flotabilidad de los gases -ace que estos se eleven. stefenómeno, conocido como ele ación de la pluma , permite que loscontaminantes emitidos al aire en esta corriente de gas se eleven a unaaltura mayor en la atmósfera. #l estar en una capa atmosférica m"s alta y


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m"s alejada del suelo, la pluma e!perimentar" una mayor dispersión antesde llegar a este.

La altura final de la pluma, conocida como altura e ecti a de c8imenea(7), es la suma de la altura física de la c-imenea (-s) y la elevación de la

pluma ( ). n realidad, la elevación de la pluma se estima a partir de ladistancia e!istente -asta la línea central imaginaria de la pluma y no -astael borde superior o inferior de esta (figura = '). La elevación de la plumadepende de las características físicas de la c-imenea y del efluente (gas dec-imenea). La diferencia de temperatura entre el gas de la c-imenea ($s) yel aire ambiental ($a) determina la densidad de la pluma, que influye en suelevación. #dem"s, la velocidad de los gases de la c-imenea, que es unafunción del di"metro de la c-imenea y de la tasa volumétrica del flujo de losgases de escape, determina el momentum de la pluma.

Fi(ura :!1" Ele ación de la pluma

Momentum 4 lota/ilidad

La condición de la atmósfera, incluidos los vientos y el perfil de latemperatura a lo largo del recorrido de la pluma, determinar" en granmedida la elevación de la pluma. 5os características de esta influyen en suelevación; el momentum y la flotabilidad. La velocidad de salida de losgases de escape emitidos por la c-imenea contribuyen con la elevación dela pluma en la atmósfera. ste momentum conduce el efluente -acia ele!terior de la c-imenea a un punto en el que las condiciones atmosféricasempie an a afectar a la pluma. Mna ve emitida, la velocidad inicial de lapluma disminuye r"pidamente debido al arrastre producido cuando adquiereun momentum -ori ontal. ste fenómeno -ace que la pluma se incline. #mayor velocidad del viento, m"s -ori ontal ser" el momentum que adquirir"la pluma. Por lo general, dic-a velocidad aumenta con la distancia sobre lasuperficie de la $ierra. # medida que la pluma continAa elev"ndose, losvientos m"s fuertes -acen que se incline aAn m"s. ste proceso persiste-asta que la pluma parece -ori ontal al suelo. l punto donde la plumaparece llana puede ser una distancia considerable de la c-imenea a


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sotavento. La velocidad del viento es importante para impulsar la pluma.8ientras m"s fuerte, m"s r"pido ser" el serpenteo de la pluma.

La elevación de la pluma causada por su flotabilidad es una función de ladiferencia de temperatura entre la pluma y la atmósfera circundante. n

una atmósfera inestable, la flotabilidad de la pluma aumenta a medida quese eleva, lo cual -ace que se incremente la altura final de la pluma. n unaatmósfera estable, la flotabilidad de la pluma disminuye a medida que seeleva. Por Altimo, en una atmósfera neutral, permanece constante.

La pluma pierde flotabilidad a través del mismo mecanismo que la -aceserpentear, el viento. %omo se muestra en la figura = +, la me cla dentro dela pluma arrastra el aire atmosférico -acia su interior. # mayor velocidad delviento, m"s r"pida ser" esta me cla. l arrastre del aire ambiental -acia lapluma por acción del viento, le quita flotabilidad muy r"pidamente, demodo que durante los días con muc-o viento la pluma no se eleva muy alto

sobre la c-imenea.Fi(ura :!)" In luencia de la elocidad del iento en el arrastre"

E ectos de la uente en la ele ación de la pluma

5ebido a la configuración de la c-imenea o a los edificios adyacentes, esposible que la pluma no se eleve libremente en la atmósfera. #lgunosefectos aerodin"micos causados por el modo en el que se mueve el vientoalrededor de los edificios adyacentes y de la c-imenea pueden impulsar a lapluma -acia el suelo en lugar de permitir que se eleve en la atmósfera.

l lu0o descendente de la c8imenea puede producirse cuando la ra ónentre la velocidad de salida de la c-imenea y la del viento es peque&a. neste caso, la presión baja en la estela de la c-imenea puede -acer que lapluma descienda detr"s de la c-imenea. %uando esto sucede, la dispersiónde los contaminantes disminuye, lo que puede determinar concentracioneselevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento de la fuente.


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# medida que el aire se mueve sobre y alrededor de los edificios y otrasestructuras, se forman olas turbulentas. egAn la altura de descarga de unapluma (altura de la c-imenea), es probable que esta sea arrastrada -aciaabajo en esta "rea de la estela. sto se conoce como lu0o descendenteaerodin2mico o entre edi icios de la pluma y puede conducir a

concentraciones elevadas de contaminantes inmediatamente a sotavento dela fuente. La figura = 4 ilustra estos efectos.

Fi(ura :!3" +os e0emplos de lu0o descendente

Fórmulas

La elevación de las plumas -a sido tema de estudio durante muc-os a&os.Las fórmulas m"s usadas son las desarrolladas por Iary #. Driggs. Laecuación = ' incluye una de estas, la que se aplica a las plumas dominadaspor la flotabilidad. Las fórmulas de la elevación de la pluma se usan enplumas con temperaturas mayores que la del aire ambiental. La órmula de*ri((s para la ele ación de la pluma es la siguiente;

c. = '

5onde; X levación de la pluma (sobre la c-imenea): X :lujo de flotabilidad (véase a continuación)

X Selocidad promedio del viento! X 5istancia a sotavento de la c-imeneaBfuenteg X #celeración debido a la gravedad (1,* mBs+)


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S X $asa volumétrica del flujo del gas de la c-imenea$s X $emperatura del gas de la c-imenea$a X $emperatura del aire ambiental

c. = +

%omo se dijo anteriormente, las fórmulas de elevación de la pluma sirvenpara determinar la línea central imaginaria de esta. La línea central est"donde se producen las ma4ores concentraciones de contaminantes.

!isten varias técnicas para calcular las concentraciones de contaminanteslejos de la línea central.

n la siguiente sección se tratan los principios que se deben considerar paraobtener estimados cuantificables de dispersión.Estimados de dispersión

%omo se mencionó en la sección anterior, las fórmulas de la elevación de lapluma se usan para determinar la línea imaginaria de esta. i bien laconcentración m"!ima de la pluma e!iste en esta línea central, las fórmulasmencionadas no permiten obtener información sobre cómo varían lasconcentraciones de contaminantes fuera de esta línea central. e deber"nefectuar, entonces, estimados de dispersión para determinar lasconcentraciones de contaminantes en un punto de interés.

Los estimados de dispersión se determinan mediante ecuaciones dedistribución yBo modelos de calidad del aire. stos estimados generalmenteson v"lidos para la capa de la atmósfera m"s cercana al suelo, donde seproducen cambios frecuentes de la temperatura y de la distribución de losvientos. stas dos variables tienen un importante efecto en la forma dedispersión de las plumas. Por lo tanto, las ecuaciones de distribución y losmodelos de calidad del aire mencionados anteriormente deben incluir estospar"metros.

Modelos de dispersión de calidad del aire

Los modelos de dispersión de calidad del aire consisten en un grupo deecuaciones matem"ticas que sirven para interpretar y predecir lasconcentraciones de contaminantes causadas por la dispersión y por elimpacto de las plumas. stos modelos incluyen los estimados de dispersiónmencionados anteriormente y las diferentes condiciones meteorológicas,incluidos los factores relacionados con la temperatura,

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Conceptos Básicos Sobre Meteorología de La Contaminación Del Aire