NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA

3.

ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA

3.1. INTRODUCCIÓN.

E

l contenido de este capítulo, que versa sobre los movimientos verticales del aire, es objeto preferente de estudio de los meteorólogos, o físicos del aire. Es fundamental la comprensión de la estabilidad atmosférica a fin de poder interpretar los modelos matemáticos más recientes de orografía y viento. A modo de introducción, van a mencionarse la ley del equilibrio hidrostático y dos resultados sobre la densidad del aire. El aire está en equilibro hidrostático, entendiéndose por tal el equilibrio entre dos fuerzas: la de la gravedad, hacia la superficie terrestre, y la debida al decrecimiento de la presión con la altura, hacia arriba, que es la fuerza del gradiente de presión, o de la presión, que aparece siempre que se dan diferencias báricas. Esto se conoce como ley del equilibro hidrostático, puede formularse así:

dp = − ρ g dz Donde: dp es la presión que ejerce una capa atmosférica, ρ la densidad del aire, g la aceleración de la gravedad, y dz el espesor de la capa considerada. Para una presión determinada, la densidad del aire depende de la temperatura. Este resultado es consecuencia de la ley de los gases perfectos de donde sale:

p ρ= R T Luego, a mayor temperatura del aire, menor es su densidad, y al revés. En conclusión, el aire cálido es ligero y el frío, denso y pesado. Por último, a igualdad de presión y de temperatura, el aire húmedo es algo más liviano que el seco, ya que el peso molecular del aire húmedo es inferior al del seco.

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3.2. PROCESOS Y «GRADIENTES» ADIABÁTICOS EN LA ATMÓSFERA.

S

e dice que un proceso físico es adiabático cuando no se produce intercambio calorífico entre el sistema en el que se realiza y el exterior al sistema. Como consecuencia de la primera ley de la Termodinámica, toda compresión adiabática da lugar a un calentamiento y toda expansión adiabática, a un enfriamiento (esto es así, porque, de la citada ley, ∆Q = ∆U + ΑW, es decir, el calor suministrado a un gas es igual a la suma de la variación de su energía interna más la variación de su trabajo; si el proceso es adiabático, ∆Q = O, luego al disminuir el trabajo por compresión ha de aumentar la energía interna, o sea, se incrementa la temperatura). En la atmósfera, los ascensos y descensos de aire, sea, por ejemplo, una partícula, porción o burbuja, se producen con la suficiente rapidez como para que, dada la mala conductividad térmica del aire y la lentitud de las mezclas y otros procesos de transferencia energética, no se intercambie calor con el aire de los alrededores. Consecuentemente, los ascensos y descensos de aire pueden considerarse procesos adiabáticos. Apliquemos, entonces, a ellos los resultados derivados de la primera ley de la Termodinámica. De forma sinóptica: adiabático ⇓ Ascenso Ì disminución de presión Ì aumento de volumen o expansión Ìeennffrriiaam miieennttoo Descenso Ì aumento de presión Ì disminución de volumen o compresiónÌ calentamiento ⇑ adiabático Una burbuja de aire, al ascender, va siendo sometida cada vez a una menor presión, ya que tiene, progresivamente, menor espesor atmosférico por encima de ella. Al disminuir la presión sobre la burbuja, aumentará su volumen, esto es, se expansionará. Como el proceso de la expansión puede considerarse adiabático, conlleva, por la primera ley de la Termodinámica, un enfriamiento. La explicación de la segunda cadena de implicaciones es, análoga. Evaluemos, ahora, el enfriamiento y calentamiento descrito. Para ello hay que distinguir dos tipos de ascensos y descensos adiabáticos: a) los llamados secos, en los que no se producen cambios de estado del vapor de agua que porta el aire que sube o baja b) los llamados húmedos o saturados, en los que hay cambios de estado del vapor de agua (éste, al saturar la CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA

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burbuja, se condensa o sublima, desprendimiento de calor latente).

dando

lugar

a

un

En el primer caso, el enfriamiento y calentamiento se evalúa en 1° C/l00m, es decir, en una disminución de 1° C por cada cien metros de elevación y en idéntico aumento por cada cien metros de descenso. Este valor recibe el nombre de gradiente adiabático del aire seco (γ), aunque es preferible el de incremento o decrecimiento adiabático del aire seco. En el segundo caso, el gradiente, o incremento o decrecimiento, adiabático del aire saturado (γ’) se reduce a 0,5° C/l00 m, aproximadamente, ya que la condensación que se produce aporta calor. Este último valor no es constante, acercándose con la altura al primer valor, al disminuir progresivamente la velocidad de condensación. Por último, téngase presente que, en un momento determinado y sobre la vertical de un lugar, cada nivel troposférico tiene una cierta temperatura, que registran los sondeos atmosféricos, y que supone unos determinados gradientes térmicos verticales (α), o variaciones de la temperatura con la altura.

3.3. EL EFECTO FÖHN.

C

omo aplicación de lo anterior, puede explicarse ahora el llamado efecto Föhn, asociado al viento homónimo, que sopla en los Alpes, aunque se produce con otros vientos similares en otros muchos lugares del planeta, como ser el producido a lo largo de nuestra cordillera norte, denominado viento zonda. Veámoslo con un ejemplo, representado en la figura adjunta. Sea un flujo de aire que con una temperatura de 15° C se dirige hacia un obstáculo orográfico notable (la cordillera de Los Andes). Tras alcanzar la base de la ladera de

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barlovento, a 200 metros de altitud, se ve forzado a ascender. El aire en su ascenso irá disminuyendo su temperatura a razón de 1° C / 100m, suponiendo que no esté saturado. De esta manera, a los 400 metros tendrá 19° C y a los 600, 11° C. Supongamos que, alcanzado este nivel, comience a producirse condensación del vapor de agua que posee el aire que sube. Entonces, a partir de los 600 m el aire, en su ascenso, perderá 0,5° C / l00m. Así, a los 800 m poseerá una temperatura de 10° C y a los mil, donde situamos la cima, 9° C. Hay que suponer que la nubosidad generada a partir del nivel de condensación produce precipitación, es decir, las gotas formadas van siendo eliminadas del aire ascendente (tal evolución se denomina pseudoadiabática y es, en mayor o menor medida, bastante frecuente en los barloventos sometidos a flujos húmedos). Sea, ahora, el nivel altitudinal de la cima aquel en el que cesa la condensación, aunque podría ser otro cualquiera. En este caso, sobrepasado ese nivel culminar e iniciado el descenso por la ladera de sotavento, el aire, ya no saturado, irá ganando 1° C / 100 m, de manera que a los 800 m tendrá 11° C, a los 600 m, 19° C, a los 400 m, 15° C, y a los 200 m, 17° C. En consecuencia, alcanzará la base del obstáculo orográfico en la cara de sotavento con una temperatura más alta que la que tenía, al mismo nivel altitudinal, en la de barlovento. Ese viento resultante, a sotavento, cálido y seco, y, a menudo, impetuoso, por los efectos de canalización orográficos, define el llamado efecto Föhn. Nótese que lo que puede parecer un sorprendente calentamiento del aire por el mero hecho de atravesar un relieve montañoso, condensando su humedad y originando precipitación en la ladera de barlovento, se debe al desprendimiento de calor latente en el fenómeno de la condensación y la inexistencia - al menos en igual cuantía- de evaporación del agua líquida, que «consumiría» calor, por haber sido eliminada - en parte - como precipitación. Otros vientos con un marcado efecto Föhn, aparte de este viento alpino, son el chinook, de las Montañas Rocosas, y el zonda, próximo a los Andes argentinos, cordilleras que suponen imponentes obstáculos orográficos, por su altura y perpendicularidad, a los flujos húmedos del Pacífico. En España, el poniente, que suele regar con generosidad la mitad occidental de la Península Ibérica, alcanza las costas orientales, a veces, con un claro efecto Föhn. El levante, una vez ha atravesado el estrecho de Gibraltar, tiene caracteres similares, y los vientos de componente sur, en el Cantábrico.

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En algunos lugares del Pirineo se habla del fagueño o fogony, para designar vientos de tipo Föhn. En las áreas nevadas, estos vientos provocan un rápido y peligroso deshielo. Por otra parte, es bien conocida la influencia excitante que sobre los humanos y los animales comportan estos vientos cálidos y resecos, que llegan a considerarse, en lo penal, en algunos países, como factores atenuantes de culpa en ciertos delitos cometidos durante los episodios en que soplan.

4.4. ESTRATIFICACIÓN INESTABILIDAD

DEL

AIRE:

ESTABILIDAD

E

L

a tropósfera, o, mejor, una de sus capas, presenta una estratificación estable, y se dice comúnmente que hay estabilidad atmosférica, cuando al separar verticalmente, tanto hacia arriba como hacia abajo, una partícula de aire del nivel en que se encuentra, tiende a volver a su posición primitiva. De este modo, los movimientos verticales del aire se ven dificultados. Si, por el contrario, la partícula de aire separada verticalmente tiende a proseguir el movimiento en el sentido en que se ha iniciado, alejándose del nivel de partida, hay estratificación inestable o inestabilidad atmosférica. En este caso, los movimientos verticales del aire se ven favorecidos. Un tercer caso, denominado de estratificación neutra o indiferente, es aquel en el que la partícula de aire separada verticalmente de su nivel de partida queda en la nueva posición a la que se lleva, sin volver a la posición inicial ni proseguir en su movimiento. Así, los movimientos verticales del aire ni son dificultados ni favorecidos. El tipo de estratificación del aire se deduce de la comparación de la temperatura de la partícula de aire en el nivel al que se lleva con la del aire ambiente en ese nivel, ya que la densidad del aire, y, por tanto, su flotabilidad, depende, para una presión determinada - la del nivel de comparación - de la temperatura. En realidad, se trata de la temperatura llamada virtual, que tiene en cuenta la pequeña diferencia de densidad que causa la mayor o menor humedad del aire. A efectos prácticos, basta comparar las temperaturas usuales, de tal manera que si la de la partícula supera la del aire ambiente, asciende, y si es menor, desciende. Como la variación de la temperatura de la partícula o burbuja de aire que se mueve verticalmente depende del tipo de evolución adiabática, seca o saturada, que siga, se van a diferenciar dos casos. Sea, en primer lugar, una evolución adiabática seca, es decir, en que la partícula que es separada de su nivel atmosférico realiza el movimiento vertical sin CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA

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condensar su vapor de agua. En este temperatura a razón de 1° C / 100 m (γ). cierto gradiente térmico vertical en estudiado (α), que determinan los sondeos, del aire será:

caso, variará su Pues bien, dado un el estrato aéreo la estratificación

⇒ estable, si α < γ ⇒ inestable, si α > γ ⇒ neutra, si α = γ Sea, ahora, una evolución adiabática saturada, es decir, en que la partícula o burbuja de aire que es separada de su nivel atmosférico realiza el movimiento vertical condensando su vapor de agua. En este caso, variará su temperatura a razón de 0,5° C /l00m (γ'). Pues bien, la estratificación del aire será: ⇒ estable, si α < γ’ ⇒ inestable, si α > γ’ ⇒ neutra, si α = γ’ En las figuras adjuntas se representan los ascensos y descensos de una burbuja de aire en diferentes casos de estratificación y de evolución adiabática. Vamos a explicar el primero - los restantes se hacen de un modo similar -, para reforzar la comprensión de este tema. Un sondeo ha suministrado para los niveles altitudinales que se indican, desde los 300 a los 900 metros, las temperaturas que figuran en la columna vertical derecha. Supóngase que tomamos una burbuja de aire del nivel de los 500 m, donde el aire tiene una temperatura de 15° C. Forcemos el ascenso de la burbuja hasta los 600 m, donde llegará con 14° C. Esta temperatura de la burbuja es inferior a la del aire que la rodea, de 14,3° C, luego, al ser más fría, es también más densa, y volverá al nivel de partida de los 500 m. Si la forzamos a ascender a los 700 m, igualmente descenderá, porque allí tendrá 19° C, frente a 19,6° C del aire ambiente. Lo mismo se dará más arriba. Veamos qué ocurre si la burbuja es forzada a bajar, hasta los 400 m. Llegará allí con 16° C, temperatura superior a 15,7° C, que es la del aire de ese nivel, por lo que, al ser más caliente y ligera, subirá hasta el nivel de partida. Algo similar se producirá si la burbuja es llevada hasta los 900 m. En resumen, los movimientos verticales del aire se ven dificultados: se trata de una estratificación estable. A la misma conclusión se llega, de inmediato, teniendo en cuenta que el gradiente térmico vertical del ejemplo es U = 0,7°C/100m < γ.

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

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Las temperaturas de los niveles atmosféricos considerados y las de las evoluciones adiabáticas seca y saturada pueden representarse en un sistema de ejes cartesianos, con la temperatura en el eje de abscisas y la altitud en el de ordenadas. Las primeras dibujan la llamada curva de estado. Si ésta tiene correspondiente hay inestabilidad.

mayor pendiente que la estabilidad y en caso

adiabática contrario,

Por último, hay que precisar que el gradiente térmico vertical no tiene por qué ser constante, dándose, con frecuencia, por ese motivo, estratificación estable en un cierto espesor troposférico e inestable en otro. Por otra parte, al sobrepasar un cierto nivel suele producirse, a menudo, condensación, con lo que hay evolución adiabática seca en una capa y saturada en otra.

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

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3.5. TEMPERATURA POTENCIAL

L

a temperatura potencial de una partícula de aire es la que alcanzaría dicha partícula llevada por vía adiabática reversible hasta un nivel con una presión atmosférica convencional, que suele ser la de 1.000 hPa (próxima a la que, en promedio, se da al nivel del mar). Se trata, por tanto, de la temperatura que conseguiría la partícula de aire al ser expandida o comprimida adiabáticamente, por un movimiento vertical ascendente o descendente, respectivamente, desde el nivel que ocupa - con una presión y temperatura determinadas- hasta el de 1.000 hPa. Las temperaturas potenciales permiten conocer si una porción de aire tiene una temperatura alta o baja, con independencia del nivel altitudinal en que se encuentre. Son las temperaturas que han de emplearse en la comparación de las densidades de partículas de aire situadas a diferente altura (supuesta la humedad constante). En la figura adjunta, se presenta un ejemplo que facilita la explicación del cálculo de la temperatura potencial. Tenga el estrato atmosférico considerado un gradiente térmico vertical α = 0,7° C / 100 m y sea la temperatura a los 1.000 m de altitud de 4°C, sin saturación. Pues bien, al someter a la porción de aire a una evolución adiabática seca hasta los 200 m, donde se da la presión de 1.000 hPa (podría haber sido en otro nivel), ganará 8° C, uno por cada descenso de cien

FIGURA 3.4 ejemplo gráfico de cálculo de la temperatura potencial

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metros, y alcanzará 12° C. Este último valor es la temperatura potencial de la porción de aire inicial. Compárese ahora con la temperatura del aire a los 200 m: 9,6° C (ya que, 0,7° C / l00m x 800m = 5,6° C y 4° C + 5,6° C = 9,6° C). Puede, entonces, afirmarse que 4° C a los 1.000 m, en el caso analizado, es una temperatura relativamente alta. Mediante la temperatura potencial se explica por qué el aire frío, y, en consecuencia, denso, de niveles medios y altos de la tropósfera no cae, con estratificación estable. No lo hace, porque, si inicia el descenso, va adquiriendo una temperatura más alta que el aire que lo rodea, luego ha de volver al nivel de partida. En el ejemplo explicado, la partícula de aire tomada del nivel de los 1.000 m, con 4° C, llegaría a los 900 m con 5° C, que es una temperatura superior a la del aire de esa altitud, que tiene 4,7° C, y volvería a su posición primitiva. Finalmente, esto explica, de igual manera, la llamada paradoja de Shaw, que dice que, si con estabilidad atmosférica, y para tratar de mitigar el frío de las montañas y el calor de los llanos, se agitara y mezclara el aire, se obtendría el efecto contrario al deseado, esto es, se enfriarían aún más las montañas y se calentaría el llano. 3.6. INESTABILIDAD CONDICIONAL E INESTABILIDAD CONVECTIVA

S

e habla de inestabilidad condicional cuando una partícula de aire, inicialmente no saturada y con tendencia a volver al nivel de partida, comienza a separarse de él una vez que ha alcanzado una altitud suficiente por causa de estar entonces afectada por una evolución adiabática húmeda, al haber superado el nivel de condensación. Veámoslo con el ejemplo representado en la figura adjunta. Sean las temperaturas del espesor atmosférico considerado las que se indican en la columna de la derecha, el nivel de partida, los 500 m de altitud, y el nivel de condensación, a partir del cual se produce este proceso, los 700 m. Tomando una burbuja de aire de los 500 m, que tiene 15° C, y forzándola a ascender, alcanzará los 600 m con 14° C. Como esta temperatura es inferior a la del aire del nivel de los 600 m, que es 14,2° C, la burbuja tiende a volver al nivel de partida. Lo mismo ocurre si se lleva hasta los 700 m, así como si se fuerza a bajar a los 400 y a los 900 m, donde llegará con 16 y 17° C, respectivamente, valores que superan a los del aire ambiente correspondiente, con lo que la burbuja, ascendiendo, retornará al nivel de partida. Si la burbuja se lleva hasta los 800 m, al recorrer el último centenar de metros, el comprendido entre los 700 m - nivel de condensación - y los 800 m, sólo perderá 0,5° C, con lo que alcanza finalmente 12,5°C, que todavía, aunque por poco, es inferior a

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la temperatura del aire ambiente. Aún, pues, caerá, pero no así en el nivel de los 900 m, a donde llegará con 12° C, que supera los 1 1,8° C de ese nivel. Entonces, la burbuja ascenderá, como, igualmente, confirman los 11,5° C de la burbuja a los 1.000 m, frente a los 11,0° C del aire en ese nivel. Resumiendo lo anterior, hay una inestabilidad latente, a condición de que la partícula sea obligada a ascender hasta una determinada altura. Si α # γ' no se dará inestabilidad condicional, mientras que en el α caso γ' < < γ habrá inestabilidad, a partir de un cierto nivel, o estabilidad dependiendo de si el aire está o no saturado, respectivamente. A veces, cuando el relieve u otra causa obliga a ascender, con inestabilidad condicional, a un volumen de aire siendo la energía desatada cuantiosa - y el ascenso consiguiente vigoroso con respecto a la inicial que forzó el ascenso se habla de efecto de «disparo». Por inestabilidad convectiva se entiende la causada por el aumento del gradiente térmico entre las partes inferior y FIGURA 3.5 Ejemplo de inestabilidad superior de toda una columna de condicional aire en ascenso en la que la base se satura antes que la parte de arriba. Al saturarse la base, se enfriará, en el ascenso, más lentamente que los niveles superiores, lo que incrementará la diferencia térmica entre los extremos de la columna (y un gradiente térmico vertical alto, superior a 1°C/l00m, es lo que define la inestabilidad atmosférica, con cualquier humedad del aire). El caso contrario al descrito recibe, a veces, la denominación de estabilidad convectiva.

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

3.7. CAMBIOS EN LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA

L

os gradientes térmicos verticales, que varían bastante en el espacio y en el tiempo, determinan decisivamente el tipo de estratificación atmosférica. Si los gradientes superan 1° C / 100m hay inestabilidad y si no alcanzan 0,5° C / 100 m, estabilidad, con independencia del grado de humedad del aire, como se deduce de las desigualdades presentadas en el apartado 9.4. En consecuencia, un aumento del gradiente térmico vertical en una capa troposférica «tiende» a inestabilizarla y una disminución, a estabilizarla. El aumento se consigue mediante el calentamiento de la parte inferior de la capa y / o el enfriamiento de la superior y la disminución, mediante el enfriamiento de la inferior y / o el calentamiento de la superior.

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En la tropósfera hay cuatro procedimientos que originan lo anteriormente descrito: 1. Una advección diferencial, es decir, advecciones de diferentes características térmicas en dos niveles altitudinales. 2. El calentamiento o enfriamiento por una superficie, como los que le ocurren al aire que se desplaza sobre una superficie más caliente o fría que él o al que se encuentra sobre una superficie con una ganancia o pérdida radiativa. 3. Un enfriamiento por radiación en la parte alta (en el caso de las nubes, absorben radiación terrestre por su base e irradian desde sus cimas). 4. El movimiento vertical de capas enteras, sea ascendente o de descenso, que puede conllevar una inestabilidad o estabilidad convectivas.

3.8. INVERSIONES TÉRMICAS

S

e dice que existe inversión térmica cuando la temperatura aumenta con la altitud en un determinado estrato atmosférico. Los sondeos de la atmósfera detectan fácilmente las inversiones térmicas, aunque es posible sospechar su existencia por la presencia de ciertas formas nubosas y nieblas o hasta constatarla en tierra con los registros térmicos de observatorios situados a diferente altitud. La expresión inversión térmica alude al hecho de que esa situación supone la inversión de lo que es normal en la tropósfera, esto es, una disminución de la temperatura con la altura. Hay que distinguir cuatro tipos distintos de inversión térmica:

de tierra por subsidencia por turbulencia frontal. La figura adjunta, en la que se representan las curvas de estado y las de puntos de rocío, ayuda a caracterizarlas y distinguirlas. Una inversión de tierra se origina por el enfriamiento del aire que hay en contacto con el suelo por una intensa pérdida radiativa de éste, especialmente en noches invernales, despejadas y con viento en calma. El enfriamiento conlleva, a menudo, la saturación del aire, produciéndose nieblas; por este motivo, las curvas de estado y de puntos de rocío muchas veces prácticamente coinciden, y aumentan su valor con la

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altura, en una estrecha capa pegada al suelo. El límite superior de la niebla, cuando se da, coincide con el de la capa de inversión, a partir del cual la temperatura desciende con la altura y la humedad relativa disminuye, con ausencia de condensaciones. Es muy frecuente de noche y madrugada que la temperatura al nivel del suelo o a pocos centímetros sobre él sea inferior, en uno o más grados, a la que, de un modo convencional, se registra a 1,5 m de altura en la casilla meteorológica. Eso refleja, al margen de los «contagios» radiativos de los termómetros de fuera de la casilla, una inversión térmica de tierra, que, a veces, sólo afecta a un limitadísimo espesor aéreo. La inversión por subsidencia se produce con el movimiento descendente, o subsidente, de las capas de aire en el seno de un anticiclón. El aire, al bajar, se calienta y reseca, por lo que la curva de puntos de rocío se aleja, en el estrato con inversión, que está a una cierta altura, de la curva de estado. La inversión por turbulencia se origina cuando en una atmósfera con estratificación estable la turbulencia hace descender aire de las capas altas y ascender el de las bajas, siendo la forma de las curvas de estado y de puntos de rocío parecida a las de la inversión por subsidencia. Por último, la inversión frontal, que es la que corresponde a un frente, aparece a cierta altura y con las curvas de estado y de puntos de rocío marcando, muy próximas hay nubosidad -, un incremento simultáneo en el estrato con inversión.

FIGURA 3.7 Curvas de estado y de punto de rocío de inversiones de tierra (I), por subsidencia (II), y frontal (III), típicas. Las curvas de estado se presentan con línea continua y las de puntos de rocío, a trazos. La aproximación de ambas delata el aire cercano a la saturación.

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3.9. EFECTO DEL GRADIENTE DIFUSIÓN DEL HUMO

TÉRMICO

VERTICAL

EN

LA

C

omo complemento a los conceptos desarrollados a lo largo de este tema, en la figura adjunta se presentan los efectos visibles que provocan diferentes gradientes térmicos verticales en los penachos de humo. Se han elegido cinco casos modélicos, el penúltimo de los cuales constituye una situación de contaminación atmosférica peligrosa, dada la difusión hacia el suelo de las emisiones. Los gradientes térmicos verticales se expresan gráficamente mediante la curva de estado con la referencia de la adiabática seca.

FIGURA 3.8 Formas de los penachos de humo según la estratificación del aire. Se representan las formas de características de los penachos de humo en cinco casos de estratificación del aire, definidos por la curva de estado (línea continua a la izquierda) y como referencia, la adiabática (línea de trazos, también a la izquierda)

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