TEMAS DE FÍSICA Y QUÍMICA (Oposiciones de Enseñanza Secundaria) ------------------------------------------------------------------------------TEMA 13 FÍSICA DE LA ATMÓSFERA. FENÓMENOS ATMOSFÉRICOS. OBSERVACIÓN METEOROLÓGICA. BALANCE ENERGÉTICO TERRESTRE. PAPEL PROTECTOR DE LA ATMÓSFERA. ALTERACIONES DEBIDAS A LA CONTAMINACIÓN. MEDIDAS PARA SU PROTECCIÓN, Esquema 1. Estructura de la atmósfera. 1.1. Historia de la atmósfera 1.2. Capas atmosféricas. 2. Energía en la atmósfera. 2.1. Radiación solar sobre la atmósfera. 2.2. Distribución de la energía. Efecto invernadero. 2.3. Influencia del agua en la Tierra. 2.3.1. Humedad atmosférica. 2.3.2. Punto de rocío. 3. Observación meteorológica. 3.1. Distribución vertical de la temperatura. 3.2. Elevación adiabática del aire. 3.3. Estratificación atmosférica estable e inestable. 3.4. Inversiones y formación de nubes tormentosas. 4. Fenómenos meteorológicos. 4.1. Nieblas y nubes. 4.2. Circulación general de la atmósfera. 4.3. Ciclones y anticiclones. 4.4. Masas de aire y frentes. 5. Papel protector de la atmósfera. La capa de ozono. 6. Contaminación atmosférica. 6.1. Contaminación natural y artificial. 6.2. Emisores de contaminantes. 6.3. Tiempo de resistencia de los contaminantes. 6.4. Contaminantes más usuales. 6.4.1. Contaminantes primarios. 6.4.2. Contaminantes secundarios. 6.5. Efectos de la contaminación sobre el clima. 6.5.1. Contaminación fotoquímica. 6.5.2. Acidificación del medio ambiente. Lluvias ácidas. 6.5.3. Rotura de la capa de ozono. 6.5.4. Calentamiento atmosférico. Efecto invernadero. 6.6. Medidas de protección contra la contaminación 6.6.1. Acciones preventivas. 6.6.2. Acciones correctivas. 6.6.3. Acciones para prevenir el efecto invernadero.

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TEMA 13 FÍSICA DE LA ATMÓSFERA. FENÓMENOS ATMOSFÉRICOS. OBSERVACIÓN METEOROLÓGICA. BALANCE ENERGÉTICO TERRESTRE. PAPEL PROTECTOR DE LA ATMÓSFERA. ALTERACIONES DEBIDAS A LA CONTAMINACIÓN. MEDIDAS PARA SU PROTECCIÓN,

1. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA La Atmósfera que rodea nuestro planeta es una mezcla de gases, donde el N2 es el más abundante (78’08%) seguido del O2 (20’95%), el argón (0'93%), el dióxido de carbono CO2 (0'035%), el neón (0'0018%), el helio (0'005%) y el kriptón (0'0001%) y un gran número de otros componentes aún más minoritarios, monóxido de carbono, ozono, dióxido de azufre, dióxido de nitrógeno, oxido nítrico, etc. Los tres principales gases del aire O2 , N2 y CO2 y muchos de los minoritarios se mantienen, al menos en parte, por procesos biológicos y sus concentraciones actuales son fruto de la acción de la vida a lo largo de la historia de la Tierra. 1.1. Historia de la Atmósfera. Parece probable que la mayor parte de las aguas y gases que existen en la superficie de la Tierra llegaron a ella como resultado de fenómenos de volcanismo posterior a su formación como planeta. La energía potencial gravitatoria desarrollada en la contracción gravitatoria del polvo originario, convertida en calor produjo una desgasificación primitiva excepcionalmente voluminosa que elevándose por las capas más densas de materia, aportó a la superficie gran cantidad de gases y agua. Posteriormente las grandes emisiones de lava de los volcanes aportaron nuevas cantidades de agua y gases a la atmósfera primigenia. Las hipótesis más sólidas sostienen que la atmósfera primitiva contenía princ ipalmente amoníaco y metano, con cantidades menores de monóxido de carbono y, por supuesto, vapor de agua. Ésta evolucionó hasta convertirse en una atmósfera en la que el nitrógeno y el dióxido de carbono superaron al amoníaco y al metano, hacia la época en que se formaron los más antiguos sedimentos conocidos, hace unos 3800 millones de años. No podemos conocer la composición exacta de la atmósfera más primitiva, pero la más antigua de la que poseemos testimonios sedimentarios probablemente contenía CO, CO2 , vapor de agua, N2 e H2 , cierta cantidad de gases ricos en nitrógeno e hidrógeno, como NH3 y CH4 , residuos de una atmósfera anterior. La abundancia de oxígeno en nuestra atmósfera actual es consecuencia de los procesos químicos y biológicos que anularon el carácter reductor de la corteza y de la atmósfera primitiva. Al principio jugó un importante papel el proceso de disociación del agua en H2 y O2 causada por las radiaciones solares. Después, los seres vivos y la fotosíntesis, fueron los principales procesos productores de oxígeno. El nitrógeno, que es inerte, es fruto también de la acción de los seres vivos, principalmente de las bacterias nitratorreductoras en condiciones anaerobias.

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Hace más de 3'5 millones de años, pequeñas criaturas pobladoras de mares poco profundos empezaron el proceso que dio a la Tierra su atmósfera actual, rica en O2 . Estas bacterias contenían clorofila y vivían en una atmósfera reductora sin oxígeno. Fueron adquiriendo la capacidad de utilizar substratos cada vez más oxidados, hasta llegar al agua, de la que tomaron los electrones y liberaron el oxígeno. Cuando empezó a liberarse O2 , el hierro, abundante en el planeta, supuso un control al aumento indiscriminado de su nivel en la biosfera, pues era absorbido por la reacción Fe+2 → Fe+3 . Los seres vivos desarrollaron defensas contra el nuevo veneno presente en la atmósfera, el O2 , entre ellos los carotenoides. Un mecanismo defensivo contra el oxígeno fue la invención de la respiración: se modificó el metabolismo de modo que los electrones de los compuestos orgánicos o inorgánicos se transferían al oxígeno como aceptor terminal del O2 , con lo que era reducido a agua. Hoy día existen organismos y microorganismos que desarrollan la fotosíntesis, la respiración y también ambos procesos y todos viven en perfecto equilibrio en nuestra actual atmósfera rica en oxígeno. 1.2. Capas atmosféricas. Se han realizado muchos intentos de clasificación de las capas atmosféricas atendiendo a las variaciones de temperatura con la altura, a su composición química, a sus propiedades magnéticas y eléctricas, etc. La más aceptada se basa en la distribución de temperaturas con la altura y, de abajo arriba, posee las siguientes capas: Troposfera. Es la capa más próxima a la superficie y la más importante. En ella se desarrollan los procesos vitales y los fenómenos meteorológicos que determinan el clima. Se extiende desde la corteza hasta la base de la estratosfera, con un espesor medio de 12 kilómetros. Presenta tres características esenciales que la distinguen de las otras capas: - Es la capa sometida a las perturbaciones meteorológicas, por sufrir un mayor cale ntamiento al contacto con la superficie. - Su agitación asegura una constancia en su composición química y una mayor homogeneidad. - Por causa de su homogeneidad, la temperatura desciende regularmente con la altitud. Tropopausa. Es una superficie ideal que limita en altura las regiones perturbadas de la Troposfera y marca el principio de la Estratosfera. Aparece en el punto en que la temperatura deja de disminuir regularmente. La Tropopausa aparece comúnmente a 6 Km. en la zona del polo y a 17 Km. en la zona del Ecuador, pero su altitud varía de una estación a otra e incluso de un instante a otro. Estratosfera. Se encuentra a continuación de la Tropopausa y se extiende desde los 10 hasta los 45 Km. de altitud por término medio. En la Estratosfera las corrientes son esencialmente horizontales (disposición en estratos) y la temperatura permanece constante en sentido vertical. Durante el invierno se enfría mucho en el polo y la temperatura va en aumento del Polo al Ecuador. Lo contrario ocurre en el verano, cuando la estratosfera polar es más cálida que la ecuatorial. Estas variaciones térmicas producen cambios en la dirección de los vientos (vientos del oeste en invierno y vientos del este en verano). En la Estratosfera se forma la mayor parte del ozono atmosférico, registrándose una

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fuerte concentración hacia los 25 Km. Allí se encuentra prácticamente todo el ozono atmosférico (Ozonosfera). Mesosfera. A la Estratosfera, sigue la Mesosfera, separada de ésta por la Estratopausa. Se extiende desde el Km. 40 de altitud hasta el Km. 90. A esta altitud, la Mesopausa la separa de la capa superior de la Atmósfera. La Mesosfera se caracteriza por un aumento de la temperatura, que alcanza un máximo de 0ºC a unos 50 Km. de altitud. Más arriba la temperatura disminuye hasta -80ºC en la Mesopausa. La concentración de ozono en la Mesosfera decrece rápidamente con la altura lo que hace que la temperatura disminuya también debido a que se reduce mucho la absorción solar.

FIG.1

Termosfera o Ionosfera. Es la capa de la Atmósfera más alejada que se conoce, de la Tierra. En ella la temperatura crece constantemente con la altura hasta llegar a unos 500 Km. donde se alcanzan 1500ºC. En la Termosfera la presión atmosférica es muy reducida; en ella los rayos ultravioleta desempeñan un papel fundamental, por su propiedad de disociar las moléculas de O2 y de N2 . La absorción de estos rayos es la que produce las altas temperaturas que se dan a esta capa. Debido a la presencia de gran cantidad de cargas eléctricas en forma de iones y electrones, las distintas subcapas de la Termosfera tienen una considerable influencia en la propagación de las ondas electromagnéticas, pues reflejan la mayor parte de las ondas radioeléctricas de frecuencias inferiores a los 25 Mherzios, posibilitando las comunicaciones a larga distancia con ondas cortas. A medida que aumenta la frecuencia de las ondas la reflexión se produce en capas más altas hasta que finalmente, si la frecuencia es superior a un cierto valor crítico, las ondas pueden cruzar la Ionosfera. Si atendemos a la composición química de la atmósfera, la estructura en capas estará formada por:

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Hemosfera. Es la capa que ocupa los primeros 100 Km. por encima del suelo y sus componentes principales son el oxígeno y el nitrógeno que permanecen en proporción constante. Heterosfera. Sigue a la Hemosfera y se caracteriza por el predominio de gases ligeros como el nitrógeno, hidrógeno y helio. A partir de los 1000 Km. aproximadamente, aparece la Exosfera, zona en la que las moléculas más ligeras escapan de la gravedad perdiéndose en el espacio interplanetario. Entre los constituyentes químicos que se presentan en la atmósfera de forma natural merece especial atención el vapor de agua. A su presencia en la atmósfera se deben los fenómenos naturales como el granizo, la lluvia, la nieve, el rocío y la formación de nubes. Por otra parte, el vapor absorbe las radiaciones caloríficas emitidas por el Sol y la Tierra evitando de esta forma la dispersión del calor hacia el espacio por lo que tiene un papel importante en la regulación de la temperatura de la atmósfera. 2. ENERGIA EN LA ATMOSFERA. 2.1. Radiación solar sobre la Atmósfera. La mayor parte de la energía radiante que llega procedente del Sol se convierte en energía térmica atmosférica antes de ser devuelta al espacio en forma de radiación infrarroja. Los vientos redistribuyen esta energía, disipando en el proceso una parte de ella mayor que la disipada por las corrientes oceánicas y otros fenómenos terrestres. La composición de la atmósfera junto con la distancia de la Tierra al Sol, determinan el balance de energía de la Tierra, que a su vez determina desde la temperatura de la superficie terrestre hasta la configuración de la circulación atmosférica y es dicha circulación la que redistribuye la energía. La Irradiancia solar (cantidad de energía solar por unidad de superficie y unidad de tiempo) en el borde exterior de la Atmósfera, es de unos 1360 Watios/m2 y es llamada Constante Solar. La últimas investigaciones demuestran que esta "Constante solar" es en realidad variable y sensible a la presencia de las manchas solares. Una variación positiva de un 1% en la constante solar que se mantuviera durante 10 años, elevaría la temperatura media en la superficie terrestre en 1 ó 2°C. No toda la radiación que alcanza la Tierra es absorbida por ella. Alrededor de un 30% es reflejada de nuevo hacia el espacio por la atmósfera y la superficie. Los principales reflectores son las nubes, el polvo atmosférico, la nieve y la tierra pelada. El porcentaje de radiación reflejada de nuevo al espacio sobre la radiación incidente, llamado albedo del planeta, podría variar sustancialmente si variase el clima, si los volcanes inyectasen más polvo a la atmósfera o se deforestase más la Tierra. Una disminución o aumento en el albedo conduciría a un calentamiento o enfriamiento neto de la Tierra, ya que la radiación solar que no se refleja, se absorbe. 2.2. Distribución de la energía. Efecto invernadero. La Tierra se desprende de la radiación solar que absorbe emitiendo radiación infrarroja o térmica. La irradiancia media sobre todo el globo es de unos 240 watios/m2 y

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la temperatura de este nivel de irradiancia se calcula por la ley de Stefan-Boltzmann, resultando de 255ºK (-18°C). Tal es la temperatura media de la atmósfera a altura de 5 km. La superficie terrestre y la atmósfera vienen a comportarse como si fueran cuerpos negros y a la temperatura calculada, un cuerpo negro emite radiación en un amplio dominio de longitudes de onda con un máximo a los 12 mm, en la región infrarroja del espectro. La mayor parte de la radiación emitida por la superficie es absorbida principalmente por el vapor de agua, las nubes, el CO2 , el polvo y el ozono. Los componentes de la atmósfera que absorben radiación infrarroja, la reemiten en todas las direcciones. Parte de la radiación emitida, la absorbe la superficie sumándose a la energía térmica que ya posee, otra parte es reabsorbida por la atmósfera y el resto escapa al espacio. Si se incrementa la cantidad de un cuerpo absorbente en el infrarrojo, dióxido de carbono, por ejemplo, la superficie de la Tierra absorbe más radiación y aumenta su temperatura. Además una menor proporción de la radiación emitida por la superficie escapa al espacio y la energía térmica almacenada por la Tierra aumenta; así, los cuerpos absorbentes en el infrarrojo ayudan a calentar la Tierra. Este fenómeno se ha llamado efecto invernadero. La temperatura media global de la Atmósfera en la superficie (cifrada en unos 13ºC) es la necesaria para mantener la superficie y la atmósfera en equilibrio térmico. La superficie, calentada por la radiación solar y el infrarrojo emitido hacia abajo por la atmósfera, cede en promedio una cantidad equivalente de energía a la atmósfera por evaporación, conducción, convección y radiación en el infrarrojo. Sin embargo, los desequilibrios locales ayudan a crear gradientes verticales y horizontales de temperatura en la atmósfera. La Tierra absorbe más radiación solar en las latitudes bajas que en las altas. Más de la mitad de la radiación solar es absorbida por la superficie y el resto por la atmósfera. Por tanto, a bajas latitudes, zonas próximas al ecuador, la atmósfera recibe más energía de la superficie terrestre y del Sol que la atmósfera a latitudes altas. Además la atmósfera pierde más energía hacia el espacio a grandes alturas que a bajas. En virtud de estos desequilibrios, las temperaturas de la atmósfera suelen decrecer desde el Ecuador a los Polos y desde bajas a altas altitudes. Los gradientes de temperatura impulsan la circulación de la atmósfera. Los vientos generalmente transportan calor gradiente abajo desde regiones bastante cálidas a las más frías. 2.3. Influencia del agua en la Tierra. El movimiento y almacenamiento del agua en el mundo están ligados a la dinámica atmosférica y al balance global de energía. La mayor parte del agua está en los océanos (97’4%) y en el hielo polar (2%). La atmósfera contiene sólo el 0'001% que colocado sobre la superficie tendría una profundidad de 2-3 cm. A pesar de estas pequeñas cantidades, el vapor de agua es el primer controlador de la temperatura de la troposfera a través de sus efectos tanto sobre la recepción de radiación solar como sobre la reemisión terrestre. El agua actúa como un gigantesco termostato regulador de la temperatura.

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El vapor de agua es relativamente poco reactivo. Los procesos físicos de evaporación y precipitación son mucho más importantes cuantitativamente que las reacciones químicas que sufren. Difieren sin embargo de otros gases poco reactivos por el hecho de que su vida atmosférica es corta, de unos 10 días, antes de retornar a la superficie terrestre en forma de lluvia o nieve. La Troposfera contiene, pues, cantidades variables de vapor de agua; cuanto mayor es su temperatura, mayor es la cantidad que puede retener. Si la Troposfera está saturada y se enfría, el agua se condensa para formar nubes y nieblas. 2.3.1. Humedad Atmosférica. El contenido de vapor de agua en la atmósfera puede oscilar desde valores prácticamente nulos en regiones áridas y frías hasta valores de 50 g/m3 (4%) en regiones muy cálidas y húmedas como la selva tropical. La proporción máxima de vapor de agua que puede existir en el aire corresponde a la saturación, en cuyo estado, la presión de vapor es una función creciente de la temp eratura. Normalmente la proporción de vapor de agua es menor a la de saturación y su valor puede expresarse por el porcentaje en peso o volumen o por la masa de vapor por unidad de volumen. Esta última magnitud recibe el nombre de humedad absoluta y se expresa en g/cm 3 . La humedad absoluta varía mucho de unos puntos a otros de la atmósfera y no resulta ser un índice meteorológico muy útil. Es mucho más eficaz y significativo el concepto de humedad relativa o estado higrométrico, que se define como el cociente entre la masa de vapor de agua que existe en un volumen dado de aire y la masa de vapor de agua que habría si dicho volumen estuviera saturado a la misma temperatura. Considerando el vapor de agua como un gas perfecto la presión parcial del vapor será proporcional a la masa contenida en la unidad de volumen, y por tanto, la humedad relativa es también el cociente entre la presión parcial, pv, del vapor de agua en el aire y la presión de saturación, ps, a la misma temperatura: p Hr = v ps De la humedad relativa, y no de la absoluta, dependen la mayor parte de los efectos meteorológicos y biológicos causados por la presencia del vapor de agua en la atmósfera. Si la humedad relativa alcanza el valor del 100% tienen lugar precipitaciones acuosas (lluvia, rocío, escarcha, niebla, nieve). Si la humedad relativa es muy baja no se producen precipitaciones y la evaporación excesiva acelera los procesos de transpiración en los seres vivos. Debe observarse que si la presión atmosférica y la humedad absoluta permanecen fijas, al crecer la temperatura decrece la humedad relativa, ya que crece ps mientras que pv queda invariable. Esta es la causa de que el aire parezca húmedo por las mañanas y más seco a medio día, y sin embargo la humedad absoluta no ha variado. La humedad relativa más confortable para la salud humana varía con la temperatura y con el estado de agitación del aire. Así, en un local cerrado con mucha gente a temperatura constante, la humedad relativa crece hasta la saturación y conviene desecar. En cambio, en un local con pocas personas y caldeado artificialmente, el aire puede hacerse demasiado seco y es conveniente humedecerlo. Estas operaciones se realizan en las instalaciones de aire acondicionado.

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Midiendo la presión de vapor pv en mm de Hg y la temperatura, T, en grados Kelvin, resulta para la masa de vapor de agua, en gramos, contenida en un volumen de 1 m3 de aire, el valor: p mv ( g ) = 289 v T m demostración: p.V = RT despejando m y sustituyendo datos: M M p V 18 g / mol ×1000lit × ( pv / 760) atm p mv = v v = = 289 v RT 0'082(atm.lit / mol.K ) × T ( K ) T Si el vapor de agua satura completamente el volumen de aire, tendremos: p m p ms ( g ) = 289 s y por tanto Hr = v = v T ms p s Si llamamos p a la presión atmosférica, la presión del aire seco, según la ley de Dalton, sería: pa = p − pv = p − H r ps luego, la masa en gramos de aire seco contenida en 1 m3 de aire, resulta ser: M p V 28'8 g / mol × [( p − pv ) 760]atm × 1000lit p − pv p − H r ps ma ( g ) = a a = = 462 = 462 RT 0'082( atm.lit / mol.K ) × T ( K ) T T 3 y la masa de aire húmedo en gramos/m : p p − pv 462 p − 173 pv 462 p − 173H r ps m' ( g ) = mv ( g ) + ma ( g ) = 289 v + 462 = = T T T T Se define grado de humedad o humedad específica, x, al cociente entre las masas de vapor y de aire seco contenidas en un mismo volumen: pv = H r ps m 289. pv T 5 pv x= v = = y sustituyendo: ma 462. ( p − p v ) T 8( p − pv ) p a = p − pv 5 ps x= H 8 pa r fórmulas útiles en los cálculos meteorológicos y que nos indican que el grado de humedad depende de la humedad relativa y de la presión de saturación, es decir, de la temp eratura. 2.3.2. Punto de Rocío. Si enfriamos lentamente una mezcla de aire no saturada de vapor de agua, las cantidades relativas de ambos gases (aire y vapor de agua), así como el porcentaje en volumen, permanecerán al principio invariables. Por tanto, si la presión total es constante, la presión parcial del vapor no variará en el enfriamiento. Pero si la temperatura disminuye hasta alcanzar un valor tal que la presión de vapor del agua a dicha temperatura iguale a la presión parcial existente del vapor en la mezcla, ésta quedará saturada y un enfriamiento posterior dará lugar a la condensación (punto B de la figura). La temperatura t f a la cual el vapor de agua se condensa si el aire se enfría, sin que cambie la presión ni el grado de humedad se llama punto de rocío. Si el aire está muy seco, el punto de rocío corresponde a una

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temperatura muy distinta de la del aire, en cambio, con aire húmedo, las dos temperaturas están muy próximas. Conocido el punto de rocío, podemos obtener la presión de vapor real correspondiente, mediante una tabla o curva que nos da también la presión de saturación, ps, a la temperatura ambiente t a y por cociente se deduce el valor de Hr (Hr=pv/ps). En la figura viene indicado un ejemplo práctico. La temperatura ambiente es t a =25ºC y la temperatura de rocío es t f=15ºC. La presión de saturación a 27ºC según nos indica la curva de equilibrio, es de 25'4 mm Hg. y la presión real del vapor, que es la presión de saturación a la temperatura del punto de rocío (16ºC), es de 13'8 mm Hg. por tanto: 13'8 Hr = = 0'543 = 54'3% 25'4 La temperatura de rocío se mide mediante los higrómetros de condensación, basados en el enfriamiento que se produce en la evaporación de un líquido volátil, introducido en una vasija, una de cuyas paredes es de metal pulido de manera que cuando se alcanza la temperatura de rocío, esta pared se empaña por el vapor de agua atmosférico condensado sobre ella.

3. OBSERVACION METEOROLOGICA. 3.1. Distribución vertical de la temperatura. La medida directa de la temperatura de la atmósfera se lleva a cabo hasta alturas relativamente elevadas; dicha observación se realiza diariamente en multitud de estaciones meteorológicas mediante el empleo de radiosondas, que miden además indicaciones relativas a la presión y humedad normalmente hasta los 10 o 15 Km. El análisis de miles de tales observaciones indica que la temperatura decrece con la altura a un ritmo casi constante de 1ºC cada 150 m. durante los primeros 10 o 12 Km (fig.1), después de los cuales permanece prácticamente constante con un valor aproximado de -55ºC en una gran región de la estratosfera, a partir de la cual comienza a crecer para alcanzar un máximo próximo a 0ºC a los 50 Km. seguido de un nuevo mínimo (-75°C) a los 80 Km. y después crece otra vez, hasta alcanzar temperaturas próximas a +1500ºC hacia los 400 Km. de altura. Las causas de las variaciones de temperatura en la atmósfera son conocidas. La disminución inicial al partir del suelo se explica por el calentamiento del aire en contacto con el suelo que al ascender se encuentra con capas de menor presión que provocan una expansión sensiblemente adiabática acompañada de enfriamiento; inversamente los movimientos de aire descendentes van acompañados de un calentamiento. El aumento que se experimenta a partir de los 30 Km. debe atribuirse a la absorción de la radiación ultravioleta por el ozono atmosférico. Al suelo llegan únicamente las radiaciones cuya longitud de onda es superior a 0'3 µm. Las más cortas, entre 0'3 y 0'2 µm, que transportan el 4 ó 5% del flujo energético, son detenidas por el ozono que se forma en la alta atmósfera a partir del oxígeno por la acción de las radiaciones ultravioletas absorbidas. Las medidas ópticas de la absorción ejercida por el ozono demuestran que la concentración de este gas es máxima hacia los 30 Km. y decrece en regiones más altas y más bajas, llegando a un valor mínimo a los 50 Km. que es precisamente donde la temperatura alcanza también su segundo valor mínimo (-75ºC). Las radiaciones de longitud de onda inferior a 0'2 µm no son detenidas por el ozono, pero son absorbidas por el oxí-

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geno y a ello se debe precisa mente el fuerte aumento de la temperatura más allá de los 80 Km. Es conveniente comprender bien el significado de la temperatura en la alta atmósfera. Se trata de la temperatura del aire y no de la temperatura que alcanzaría un cuerpo sólido expuesto a la radiación solar. Esta temperatura del aire es la que interviene en la teoría Cinética de los gases: las moléculas o los átomos del gas están animados de movimientos desordenados cuya energía cinética media es proporcional a su temperatura absoluta. Si la temperatura es elevada, las velocidades de agitación térmica son grandes. A pesar de su elevada temperatura, el aire no calienta a un cuerpo sólido pues el calor que le cedería es proporcional a la frecuencia de las colisiones de las moléculas contra el sólido y éstas dependen de la presión y a estas alturas la presión es muy débil luego el calor cedido a un cuerpo sólido en esa altura sería absolutamente despreciable. 3.2. Elevación adiabática del aire. La distribución vertical de temperaturas en las partes bajas de la atmósfera es debida a los efectos de las corrientes de convección producidas por el contacto del aire con el suelo y a la disminución de presión con la altura. Cuando una masa de aire seco asciende verticalmente, alcanzando capas superiores sometidas a presiones cada vez más débiles, lógicamente se dilata hasta alcanzar la presión de equilibrio. Esta expansión se realiza a expensas de su energía interna sin cambiar calor por conducción o radiación con las capas próximas de aire, es decir, se trata de una expansión adiabática que va acompañada de un enfriamiento. Por tanto, para una atmósfera en equilibrio convectivo existirá una disminución vertical de temperatura a partir de la superficie de la tierra, que puede medirse por el índice λ llamado coeficiente de enfriamiento adiabático del aire seco y definido por la siguiente expresión de diferenciales: dT λ= − dz y que representa la disminución de la temperatura correspondiente con la variación de la altura dz. La deducción de la expresión del coeficiente de enfriamiento adiabático del aire seco, es un problema termodinámica que obviaremos en este tema, y resulta: dT g λ= − = dz C p y sustituyendo los valores g=9'81 m/s y Cp =0'240 cal/g·C resulta para λ el valor teórico: λ= 9'8·10-3 ºC/m equivalente a 9'8ºC por cada kilómetro de altura. Si consideramos que la densidad del aire ascendente, ρ, es distinta a la del aire exterior, ρ', la expresión anterior tomará la forma: dT T g λ= − = ⋅ dz T ' C p que sólo se convierte en la anterior cuando T=T'. En los ascensos espontáneos del aire es condición indispensable que la temperatura de éste sea superior a la del medio ambiente, T>T’, y por tanto, el gradiente adiabático es algo superior al valor calculado anteriormente.

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El aire húmedo, en tanto no está saturado, se enfría al mismo ritmo que el aire seco, pero cuando el aire que asciende está saturado de vapor, como ocurre al alcanzarse el punto de rocío, se produce el fenómeno de condensación que va acompañado de la cesión del calor de vaporización y, por tanto, el gradiente adiabático del aire húmedo será inferior al que corresponde al aire seco. Su valor real depende de la temperatura, oscilando entre 4ºC por cada 1000 m de ascenso en ambientes fríos, donde el vapor condensado es escaso, hasta 8ºC por cada 1000 m si el ambiente es cálido (tropical), y por ello con abundante condensación. 3.3. Estratificación atmosférica estable e inestable. Cuando las condiciones atmosféricas no favorecen el desarrollo de corrientes verticales o de convección en el aire se dice que la atmósfera es estable; por el contrario, si tales corrientes tienen lugar libremente en la atmósfera las condiciones son de inestabilidad. El criterio de estabilidad e inestabilidad depende de que la disminución real de temperatura en el aire con la altura o gradiente geométrico, definido por: Λ=-dT/dz sea menor o mayor que el gradiente adiabático del aire. Supongamos que inicialmente existe equilibrio térmico, o sea, que la temperatura de una masa diferencial de aire que comienza a ascender, T0 , sea igual a la del aire exterior, T0 ’. En un punto 1, situado a una altura dz, la temperatura de la masa ascendente será T1 =T0 -λ·dz. Por tanto, existirá ahora una diferencia de temperatura: T1 − T1 ' = (Λ − λ).∆z (Ver Anexo) Si λ>Λ y ∆z>0 (ascenso) resulta T1 ’>TI, es decir, la masa de aire ascendente se encuentra a una temperatura inferior a la ambiente, y por tanto a mayor densidad, tendiendo a volver a su posición primitiva. Si λ>Λ pero ∆z