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TEMAS DE FÍSICA Y QUÍMICA(Oposiciones de Enseñanza Secundaria)

-------------------------------------------------------------------------------TEMA 13

FÍSICA DE LA ATMÓSFERA. FENÓMENOS ATMOSFÉRICOS. OBSER-VACIÓN METEOROLÓGICA. BALANCE ENERGÉTICO TERRESTRE. PAPELPROTECTOR DE LA ATMÓSFERA. ALTERACIONES DEBIDAS A LA CONTA-MINACIÓN. MEDIDAS PARA SU PROTECCIÓN,

Esquema

1. Estructura de la atmósfera.1.1. Historia de la atmósfera1.2. 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 contaminación6.6.1. 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. OBSER-VACIÓN METEOROLÓGICA. BALANCE ENERGÉTICO TERRESTRE. PAPELPROTECTOR DE LA ATMÓSFERA. ALTERACIONES DEBIDAS A LA CONTA-MINACIÓN. MEDIDAS PARA SU PROTECCIÓN,

1. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA

La Atmósfera que rodea nuestro planeta es una mezcla de gases, donde el N2 es elmás abundante (78’08%) seguido del O2 (20’95%), el argón (0'93%), el dióxido de car-bono CO2 (0'035%), el neón (0'0018%), el helio (0'005%) y el kriptón (0'0001%) y ungran número de otros componentes aún más minoritarios, monóxido de carbono, ozono,dióxido de azufre, dióxido de nitrógeno, oxido nítrico, etc. Los tres principales gases delaire O2, N2 y CO2 y muchos de los minoritarios se mantienen, al menos en parte, porprocesos biológicos y sus concentraciones actuales son fruto de la acción de la vida a lolargo 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 superfi-cie de la Tierra llegaron a ella como resultado de fenómenos de volcanismo posterior asu formación como planeta. La energía potencial gravitatoria desarrollada en la contrac-ción gravitatoria del polvo originario, convertida en calor produjo una desgasificaciónprimitiva excepcionalmente voluminosa que elevándose por las capas más densas demateria, aportó a la superficie gran cantidad de gases y agua. Posteriormente las grandesemisiones de lava de los volcanes aportaron nuevas cantidades de agua y gases a la at-mósfera primigenia.

Las hipótesis más sólidas sostienen que la atmósfera primitiva contenía princ i-palmente amoníaco y metano, con cantidades menores de monóxido de carbono y, porsupuesto, vapor de agua. Ésta evolucionó hasta convertirse en una atmósfera en la que elnitrógeno y el dióxido de carbono superaron al amoníaco y al metano, hacia la época enque se formaron los más antiguos sedimentos conocidos, hace unos 3800 millones deaños.

No podemos conocer la composición exacta de la atmósfera más primitiva, pero lamás 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 ennuestra atmósfera actual es consecuencia de los procesos químicos y biológicos queanularon el carácter reductor de la corteza y de la atmósfera primitiva. Al principio jugóun importante papel el proceso de disociación del agua en H2 y O2 causada por las ra-diaciones solares. Después, los seres vivos y la fotosíntesis, fueron los principales pro-cesos productores de oxígeno. El nitrógeno, que es inerte, es fruto también de la acciónde los seres vivos, principalmente de las bacterias nitratorreductoras en condicionesanaerobias.

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Hace más de 3'5 millones de años, pequeñas criaturas pobladoras de mares pocoprofundos empezaron el proceso que dio a la Tierra su atmósfera actual, rica en O2. Es-tas bacterias contenían clorofila y vivían en una atmósfera reductora sin oxígeno. Fue-ron adquiriendo la capacidad de utilizar substratos cada vez más oxidados, hasta llegaral agua, de la que tomaron los electrones y liberaron el oxígeno. Cuando empezó a libe-rarse O2, el hierro, abundante en el planeta, supuso un control al aumento indiscrimina-do de su nivel en la biosfera, pues era absorbido por la reacción Fe+2 → Fe+3. Los seresvivos 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: semodificó el metabolismo de modo que los electrones de los compuestos orgánicos oinorgánicos se transferían al oxígeno como aceptor terminal del O2, con lo que era redu-cido a agua. Hoy día existen organismos y microorganismos que desarrollan la fotosín-tesis, la respiración y también ambos procesos y todos viven en perfecto equilibrio ennuestra actual atmósfera rica en oxígeno.

1.2. Capas atmosféricas.

Se han realizado muchos intentos de clasificación de las capas atmosféricas aten-diendo a las variaciones de temperatura con la altura, a su composición química, a suspropiedades magnéticas y eléctricas, etc. La más aceptada se basa en la distribución detemperaturas 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 sedesarrollan los procesos vitales y los fenómenos meteorológicos que determinan el cli-ma. Se extiende desde la corteza hasta la base de la estratosfera, con un espesor mediode 12 kilómetros. Presenta tres características esenciales que la distinguen de las otrascapas:- Es la capa sometida a las perturbaciones meteorológicas, por sufrir un mayor calen-

tamiento al contacto con la superficie.- Su agitación asegura una constancia en su composición química y una mayor homo-

geneidad.- Por causa de su homogeneidad, la temperatura desciende regularmente con la alti-

tud.

Tropopausa. Es una superficie ideal que limita en altura las regiones perturbadasde la Troposfera y marca el principio de la Estratosfera. Aparece en el punto en que latemperatura deja de disminuir regularmente. La Tropopausa aparece comúnmente a 6Km. en la zona del polo y a 17 Km. en la zona del Ecuador, pero su altitud varía de unaestación a otra e incluso de un instante a otro.

Estratosfera. Se encuentra a continuación de la Tropopausa y se extiende desde los10 hasta los 45 Km. de altitud por término medio. En la Estratosfera las corrientes sonesencialmente horizontales (disposición en estratos) y la temperatura permanece cons-tante en sentido vertical. Durante el invierno se enfría mucho en el polo y la temperaturava en aumento del Polo al Ecuador. Lo contrario ocurre en el verano, cuando la estratos-fera polar es más cálida que la ecuatorial. Estas variaciones térmicas producen cambiosen la dirección de los vientos (vientos del oeste en invierno y vientos del este en vera-no). 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 ozonoatmosférico (Ozonosfera).

Mesosfera. A la Estratosfera, sigue la Mesosfera, separada de ésta por la Estrato-pausa. Se extiende desde el Km. 40 de altitud hasta el Km. 90. A esta altitud, la Meso-pausa la separa de la capa superior de la Atmósfera. La Mesosfera se caracteriza por unaumento 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 deozono en la Mesosfera decrece rápidamente con la altura lo que hace que la temperaturadisminuya 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, dela Tierra. En ella la temperatura crece constantemente con la altura hasta llegar a unos500 Km. donde se alcanzan 1500ºC. En la Termosfera la presión atmosférica es muyreducida; en ella los rayos ultravioleta desempeñan un papel fundamental, por su pro-piedad de disociar las moléculas de O2 y de N2. La absorción de estos rayos es la queproduce las altas temperaturas que se dan a esta capa.

Debido a la presencia de gran cantidad de cargas eléctricas en forma de iones yelectrones, las distintas subcapas de la Termosfera tienen una considerable influencia enla propagación de las ondas electromagnéticas, pues reflejan la mayor parte de las ondasradioeléctricas de frecuencias inferiores a los 25 Mherzios, posibilitando las comunica-ciones a larga distancia con ondas cortas. A medida que aumenta la frecuencia de lasondas la reflexión se produce en capas más altas hasta que finalmente, si la frecuenciaes superior a un cierto valor crítico, las ondas pueden cruzar la Ionosfera.

Si atendemos a la composición química de la atmósfera, la estructura en capasestará formada por:

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Hemosfera. Es la capa que ocupa los primeros 100 Km. por encima del suelo ysus componentes principales son el oxígeno y el nitrógeno que permanecen en propor-ción constante.

Heterosfera. Sigue a la Hemosfera y se caracteriza por el predominio de gases li-geros 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 gravedadperdiéndose en el espacio interplanetario.

Entre los constituyentes químicos que se presentan en la atmósfera de forma natu-ral merece especial atención el vapor de agua. A su presencia en la atmósfera se debenlos fenómenos naturales como el granizo, la lluvia, la nieve, el rocío y la formación denubes. Por otra parte, el vapor absorbe las radiaciones caloríficas emitidas por el Sol yla Tierra evitando de esta forma la dispersión del calor hacia el espacio por lo que tieneun 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 enenergía térmica atmosférica antes de ser devuelta al espacio en forma de radiación infra-rroja. Los vientos redistribuyen esta energía, disipando en el proceso una parte de ellamayor 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, determi-nan el balance de energía de la Tierra, que a su vez determina desde la temperatura de lasuperficie terrestre hasta la configuración de la circulación atmosférica y es dicha cir-culación la que redistribuye la energía.

La Irradiancia solar (cantidad de energía solar por unidad de superficie y unidadde tiempo) en el borde exterior de la Atmósfera, es de unos 1360 Watios/m2 y es llama-da Constante Solar. La últimas investigaciones demuestran que esta "Constante solar"es en realidad variable y sensible a la presencia de las manchas solares. Una variaciónpositiva de un 1% en la constante solar que se mantuviera durante 10 años, elevaría latemperatura media en la superficie terrestre en 1 ó 2°C.

No toda la radiación que alcanza la Tierra es absorbida por ella. Alrededor de un30% es reflejada de nuevo hacia el espacio por la atmósfera y la superficie. Los princi-pales reflectores son las nubes, el polvo atmosférico, la nieve y la tierra pelada. El por-centaje de radiación reflejada de nuevo al espacio sobre la radiación incidente, llamadoalbedo del planeta, podría variar sustancialmente si variase el clima, si los volcanes in-yectasen más polvo a la atmósfera o se deforestase más la Tierra. Una disminución oaumento en el albedo conduciría a un calentamiento o enfriamiento neto de la Tierra, yaque 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 in-frarroja 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 do-minio 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 principal-mente 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 cuer-pos absorbentes en el infrarrojo ayudan a calentar la Tierra. Este fenómeno se ha llama-do 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 de-sequilibrios 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 atmósfe-ra. Por tanto, a bajas latitudes, zonas próximas al ecuador, la atmósfera recibe más ener-gía de la superficie terrestre y del Sol que la atmósfera a latitudes altas. Además la at-mósfera 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 vien-tos 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 dinámi-ca atmosférica y al balance global de energía. La mayor parte del agua está en los océa-nos (97’4%) y en el hielo polar (2%). La atmósfera contiene sólo el 0'001% que coloca-do 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 reemi-sión 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 evapora-ción y precipitación son mucho más importantes cuantitativamente que las reaccionesquímicas que sufren. Difieren sin embargo de otros gases poco reactivos por el hecho deque su vida atmosférica es corta, de unos 10 días, antes de retornar a la superficie te-rrestre en forma de lluvia o nieve. La Troposfera contiene, pues, cantidades variables devapor 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 nie-blas.

2.3.1. Humedad Atmosférica.

El contenido de vapor de agua en la atmósfera puede oscilar desde valores prácti-camente nulos en regiones áridas y frías hasta valores de 50 g/m3 (4%) en regiones muycálidas y húmedas como la selva tropical.

La proporción máxima de vapor de agua que puede existir en el aire corresponde ala saturación, en cuyo estado, la presión de vapor es una función creciente de la tempe-ratura. Normalmente la proporción de vapor de agua es menor a la de saturación y suvalor puede expresarse por el porcentaje en peso o volumen o por la masa de vapor porunidad de volumen. Esta última magnitud recibe el nombre de humedad absoluta y seexpresa en g/cm3. La humedad absoluta varía mucho de unos puntos a otros de la atmós-fera y no resulta ser un índice meteorológico muy útil. Es mucho más eficaz y signifi-cativo el concepto de humedad relativa o estado higrométrico, que se define como elcociente entre la masa de vapor de agua que existe en un volumen dado de aire y la ma-sa de vapor de agua que habría si dicho volumen estuviera saturado a la misma tempe-ratura. Considerando el vapor de agua como un gas perfecto la presión parcial del vaporserá proporcional a la masa contenida en la unidad de volumen, y por tanto, la humedadrelativa es también el cociente entre la presión parcial, pv, del vapor de agua en el airey la presión de saturación, ps, a la misma temperatura:

s

vr p

pH =

De la humedad relativa, y no de la absoluta, dependen la mayor parte de los efec-tos meteorológicos y biológicos causados por la presencia del vapor de agua en la at-mósfera. Si la humedad relativa alcanza el valor del 100% tienen lugar precipitacionesacuosas (lluvia, rocío, escarcha, niebla, nieve). Si la humedad relativa es muy baja no seproducen precipitaciones y la evaporación excesiva acelera los procesos de transpira-ción en los seres vivos. Debe observarse que si la presión atmosférica y la humedadabsoluta permanecen fijas, al crecer la temperatura decrece la humedad relativa, ya quecrece ps mientras que pv queda invariable. Esta es la causa de que el aire parezca húme-do por las mañanas y más seco a medio día, y sin embargo la humedad absoluta no havariado.

La humedad relativa más confortable para la salud humana varía con la tempera-tura y con el estado de agitación del aire. Así, en un local cerrado con mucha gente atemperatura 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 ha-cerse demasiado seco y es conveniente humedecerlo. Estas operaciones se realizan enlas instalaciones de aire acondicionado.

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Midiendo la presión de vapor pv en mm de Hg y la temperatura, T, en grados Kel-vin, resulta para la masa de vapor de agua, en gramos, contenida en un volumen de 1 m3

de aire, el valor:

Tp

gm vv 289)( =

demostración: RTMm

Vp =. despejando m y sustituyendo datos:

Tp

KTKmollitatmatmplitmolg

RTVpM

m vvvvv 289

)()./.(082'0)760/(1000/18 =

×××==

Si el vapor de agua satura completamente el volumen de aire, tendremos:

Tp

gm ss 289)( = y por tanto

s

v

s

vr p

pmm

H ==

Si llamamos p a la presión atmosférica, la presión del aire seco, según la ley deDalton, sería: srva pHpppp −=−=luego, la masa en gramos de aire seco contenida en 1 m3 de aire, resulta ser:

( )[ ]T

pHpT

ppKTKmollitatm

litatmppmolgRT

VpMgm srvvaa

a

−=−=×

×−×== 462462)()./.(082'0

1000760/8'28)(

y la masa de aire húmedo en gramos/m3 :

TpHp

Tpp

Tpp

Tp

gmgmgm srvvvav

173462173462462289)()()('

−=−=−+=+=

Se define grado de humedad o humedad específica, x, al cociente entre las masasde vapor y de aire seco contenidas en un mismo volumen:

)(85

)(.462.289

v

v

v

v

a

v

ppp

TppTp

mm

x−

=−

== y sustituyendo: va

srv

ppp

pHp

−==

ra

s Hpp

x85=

fórmulas útiles en los cálculos meteorológicos y que nos indican que el grado de hume-dad depende de la humedad relativa y de la presión de saturación, es decir, de la tempe-ratura.

2.3.2. Punto de Rocío.

Si enfriamos lentamente una mezcla de aire no satu-rada de vapor de agua, las cantidades relativas de ambosgases (aire y vapor de agua), así como el porcentaje envolumen, permanecerán al principio invariables. Por tanto,si la presión total es constante, la presión parcial del vaporno variará en el enfriamiento. Pero si la temperatura dis-minuye hasta alcanzar un valor tal que la presión de vapordel agua a dicha temperatura iguale a la presión parcialexistente del vapor en la mezcla, ésta quedará saturada yun enfriamiento posterior dará lugar a la condensación(punto B de la figura). La temperatura tf a la cual el vaporde agua se condensa si el aire se enfría, sin que cambie lapresión ni el grado de humedad se llama punto de rocío. Siel 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 temperatu-ras están muy próximas.

Conocido el punto de rocío, podemos obtener la presión de vapor real correspon-diente, mediante una tabla o curva que nos da también la presión de saturación, ps, a latemperatura ambiente ta y por cociente se deduce el valor de Hr (Hr=pv/ps). En la figuraviene indicado un ejemplo práctico. La temperatura ambiente es ta=25ºC y la temperatu-ra de rocío es tf=15ºC. La presión de saturación a 27ºC según nos indica la curva deequilibrio, es de 25'4 mm Hg. y la presión real del vapor, que es la presión de saturacióna la temperatura del punto de rocío (16ºC), es de 13'8 mm Hg. por tanto:

%3'54543'04'258'13 ===rH

La temperatura de rocío se mide mediante los higrómetros de condensación, ba-sados en el enfriamiento que se produce en la evaporación de un líquido volátil, intro-ducido en una vasija, una de cuyas paredes es de metal pulido de manera que cuando sealcanza la temperatura de rocío, esta pared se empaña por el vapor de agua atmosféricocondensado 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 alturasrelativamente elevadas; dicha observación se realiza diariamente en multitud de estacio-nes meteorológicas mediante el empleo de radiosondas, que miden además indicacionesrelativas a la presión y humedad normalmente hasta los 10 o 15 Km. El análisis de milesde tales observaciones indica que la temperatura decrece con la altura a un ritmo casiconstante de 1ºC cada 150 m. durante los primeros 10 o 12 Km (fig.1), después de loscuales permanece prácticamente constante con un valor aproximado de -55ºC en unagran región de la estratosfera, a partir de la cual comienza a crecer para alcanzar un má-ximo próximo a 0ºC a los 50 Km. seguido de un nuevo mínimo (-75°C) a los 80 Km. ydespués crece otra vez, hasta alcanzar temperaturas próximas a +1500ºC hacia los 400Km. de altura.

Las causas de las variaciones de temperatura en la atmósfera son conocidas. Ladisminución inicial al partir del suelo se explica por el calentamiento del aire en con-tacto con el suelo que al ascender se encuentra con capas de menor presión que provo-can una expansión sensiblemente adiabática acompañada de enfriamiento; inversamentelos movimientos de aire descendentes van acompañados de un calentamiento. El au-mento que se experimenta a partir de los 30 Km. debe atribuirse a la absorción de laradiación ultravioleta por el ozono atmosférico. Al suelo llegan únicamente las radia-ciones 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 formaen la alta atmósfera a partir del oxígeno por la acción de las radiaciones ultravioletasabsorbidas. Las medidas ópticas de la absorción ejercida por el ozono demuestran que laconcentración de este gas es máxima hacia los 30 Km. y decrece en regiones más altas ymás bajas, llegando a un valor mínimo a los 50 Km. que es precisamente donde la tem-peratura alcanza también su segundo valor mínimo (-75ºC). Las radiaciones de longitudde 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 los80 Km.

Es conveniente comprender bien el significado de la temperatura en la alta atmós-fera. Se trata de la temperatura del aire y no de la temperatura que alcanzaría un cuerposólido expuesto a la radiación solar. Esta temperatura del aire es la que interviene en lateoría Cinética de los gases: las moléculas o los átomos del gas están animados de mo-vimientos desordenados cuya energía cinética media es proporcional a su temperaturaabsoluta. 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 calorque le cedería es proporcional a la frecuencia de las colisiones de las moléculas contrael sólido y éstas dependen de la presión y a estas alturas la presión es muy débil luego elcalor 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 de-bida a los efectos de las corrientes de convección producidas por el contacto del aire conel suelo y a la disminución de presión con la altura. Cuando una masa de aire seco as-ciende verticalmente, alcanzando capas superiores sometidas a presiones cada vez másdébiles, lógicamente se dilata hasta alcanzar la presión de equilibrio. Esta expansión serealiza a expensas de su energía interna sin cambiar calor por conducción o radiacióncon las capas próximas de aire, es decir, se trata de una expansión adiabática que vaacompañada de un enfriamiento. Por tanto, para una atmósfera en equilibrio convectivoexistirá una disminución vertical de temperatura a partir de la superficie de la tierra, quepuede medirse por el índice λ llamado coeficiente de enfriamiento adiabático del aireseco y definido por la siguiente expresión de diferenciales:

dzdT−=λ

y que representa la disminución de la temperatura correspondiente con la variación de laaltura dz.

La deducción de la expresión del coeficiente de enfriamiento adiabático del aireseco, es un problema termodinámica que obviaremos en este tema, y resulta:

pCg

dzdT =−=λ

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 aireexterior, ρ', la expresión anterior tomará la forma:

pCg

TT

dzdT ⋅=−=

'λ

que sólo se convierte en la anterior cuando T=T'. En los ascensos espontáneos del airees condición indispensable que la temperatura de éste sea superior a la del medio am-biente, T>T’, y por tanto, el gradiente adiabático es algo superior al valor calculado an-teriormente.

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El aire húmedo, en tanto no está saturado, se enfría al mismo ritmo que el aire se-co, pero cuando el aire que asciende está saturado de vapor, como ocurre al alcanzarseel punto de rocío, se produce el fenómeno de condensación que va acompañado de lacesión del calor de vaporización y, por tanto, el gradiente adiabático del aire húmedoserá 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 vaporcondensado es escaso, hasta 8ºC por cada 1000 m si el ambiente es cálido (tropical), ypor ello con abundante condensación.

3.3. Estratificación atmosférica estable e inestable.

Cuando las condiciones atmosféricas no favorecen el desarrollo de corrientes ver-ticales o de convección en el aire se dice que la atmósfera es estable; por el contrario, sitales corrientes tienen lugar libremente en la atmósfera las condiciones son de inestabi-lidad. El criterio de estabilidad e inestabilidad depende de que la disminución real detemperatura en el aire con la altura o gradiente geométrico, definido por: Λ=-dT/dz seamenor o mayor que el gradiente adiabático del aire.

Supongamos que inicialmente existe equilibrio térmico, o sea, que la temperaturade una masa diferencial de aire que comienza a ascender, T0, sea igual a la del aire exte-rior, T0’. En un punto 1, situado a una altura dz, la temperatura de la masa ascendenteserá T1=T0-λ·dz. Por tanto, existirá ahora una diferencia de temperatura:

( ) zTT ∆−Λ=− .'11 λ (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 laambiente, y por tanto a mayor densidad, tendiendo a volver a suposición primitiva. Si λ>Λ pero ∆z<0 (descenso) resultaráT1’<T1, es decir, se encuentra rodeada de aire a menor tempera-tura y por tanto más denso y por tanto tiende a subir y recuperarla posición original. En cualquier sentido que se separe, el airevuelve siempre al nivel de partida: Existe estabilidad vertical enla atmósfera.

Por el contrario, si λ<Λ y ∆z>0 (ascenso), resulta T1’<T1, es decir, la masa ascen-dente se encuentra rodeada siempre de aire más frío y más denso, y por consiguiente,sigue ascendiendo con velocidad creciente, desarrollándose violentas corrientes verti-cales bajo condiciones inestables. Si ∆z<0 (descenso) resulta T1’>Tl, la masa se en-cuentra rodeada de aire más caliente y ligero y tiende a seguir descendiendo. Por tanto,si λ<Λ, el aire separado de su nivel en cualquier sentido, tiende a separarse cada vezmás: Existe inestabilidad vertica1 en 1a atmósfera.

Las corrientes verticales de aire en una atmósfera inestable transportan el calor delas capas en contacto con el suelo a las capas superiores, y esto da lugar a corrientes deaire frío descendente que se comprime adiabáticamente aumentando la temperatura. Sieste proceso de mezcla convectiva persiste durante algún tiempo se alcanzan condicio-nes en que λ=Λ, y por tanto también T1’=Tl , es decir, en tal atmósfera, una masa deaire que se desplaza verticalmente se encontrará siempre rodeada por aire a igual tempe-ratura, y por consiguiente, sobre ella no actúan fuerzas que tiendan a volverle a su posi-

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ción de equilibrio ni tampoco a separarle de esta nueva posición. Se dice entonces que elaire está en equilibrio neutro o estratificación indiferente.

Debe observarse que las condiciones atmosféricas estables (λ>Λ) favorecen laformación de nubes de poco espesor vertical (tipo estrato) que pueden persistir durantevarios días. La lluvia es poco probable en esas condiciones, aunque puede presentarse laniebla. Si existe inestabilidad vertical (λ<Λ) se favorece la formación de nubes de granespesor vertical, acompañadas de lluvias y tormentas.

3.4. Inversiones y formación de nubes tormentosas.

Los sondeos aerológicos llevados a cabo diariamente por las estaciones meteoro-lógicas demuestran la existencia de capas de aire en que Λ<0, o sea un incremento detemperatura con la altura. Este fenómeno se llama inversión, ya que supone una inver-sión en el sentido normal de la variación de la temperatura. Estas inversiones de pre-sentan de madrugada, cuando la radiación nocturna del suelo enfría las capas de aire queestán en contacto, y en cambio apenas influye en la temperatura de las capas superiores.Gráficamente vienen indicadas en la fig.4, por la porción AB de la curva de estado querepresenta un ejemplo de un sondeo aerológico vertical de temperatura. Igual ocurre apartir del nivel M, donde existe una nueva inversión.

Con A'B' y A"B" se han representado las lí-neas de estado correspondientes a períodos de tiem-po sucesivos separados, por ejemplo a intervalos detres horas; a medida que el suelo se calienta va desa-pareciendo la inversión, hasta que anulada alrededorde mediodía, las capas inferiores de aire pierden suestabilidad y comienzan a ascender con expansiónadiabática y enfriamiento. La línea de puntos de lafig.4, representa la curva de evolución de temperatu-ra que sigue una masa de aire húmedo que asciende FIG.4

y que al expansionarse adiabáticamente se enfría. Cuando en este enfriamiento se alcan-za el punto de rocío, el vapor se condensa sobre los núcleos higroscópicos existentes enla atmósfera y forma la base de una nube (nivel de condensación). Al liberar el calor decondensación su temperatura se hace superior a la ambiente y con ello acelera su mar-cha ascendente según la curva BFM, durante la cual el aire se enfría por expansiónadiabática pero manteniéndose siempre a mayor temperatura que la exterior, debido alcalor de condensación.

En M existe una nueva inversión y la temperatura del aire ascendente se haceigual a la del medio ambiente, sus densidades se igualan y la fuerza aceleradora se hacecero. No obstante, por el impulso que lleva continúa ascendiendo a menos temperaturaque la ambiente, MN; pero como su densidad ahora es superior, tiende a descender yrecobrar su posición anterior. Resumiendo, una nube de vapor de agua condensado (cu-mulus) se extiende desde el nivel de condensación hasta el nivel donde se inicia la in-versión (cúspide de la nube). La altura de esta nube puede ser suficiente para que elvapor de agua se condense en cristales de hielo que actúan como núcleos de condensa-ción del vapor. Estos cristales descienden, y al pasar por niveles de mayor temperaturase transforman en grandes gotas líquidas que caen al suelo a pesar de la corriente ascen-dente (chubascos) y en ocasiones pueden llegar al suelo sin fundir (granizo).

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4. FENOMENOS METEOROLOGICOS.

4.1. Nieblas y Nubes.

Cuando el vapor de agua se condensa en la atmósfera en forma de pequeñas gotasda lugar a la formación de nieblas o nubes. Dos condiciones son esenciales para queesto suceda:

a) Que la temperatura del aire descienda por debajo del punto de rocío.b) Que el aire contenga núcleos de condensación sobre los que puedan formarse las

primeras gotas.

Cuando estas condiciones tienen lugar en las proximidades de la superficie terres-tre se produce la niebla, que en realidad es una nube baja; a veces pasa por una faseintermedia, llamada bruma, en la cual los núcleos higroscópicos, antes de que la hume-dad relativa llegue a ser del 100%, aumentan de volumen al absorber el vapor de agua yproducen enturbiamiento de la atmósfera. Se observa este fenómeno con frecuencia enlas proximidades de los centros industriales, cuyas chimeneas lanzan gran número denúcleos de condensación.

Las experiencias de laboratorio demuestran que el vapor de agua, en ausencia denúcleos de condensación, no se condensa, a pesar de alcanzar las condiciones de satura-ción, pudiendo permanecer sobresaturado, es decir, con humedades superiores al 100%;esto se debe a que, por fenómenos capilares, las gotas tienen una sobrepresión tantomayor cuanto menor es su radio (∆p=2σ/r) y por tanto, no basta la simple saturaciónpara que se produzcan. No obstante si aparecen algunos iones, el vapor se condensasobre ellos para formar las primeras gotas. También se produce condensación si existenen el aire partículas sólidas ligeras (polvo, humo, etc.).

4.2. Circulación general de la atmósfera.

El planeta Tierra recibe su energía del Sol y debido a su inclinación y esfericidad,el calentamiento es desigual en las distintas partes del planeta, siendo máxima en lostrópicos y mínima en los polos. Si el planeta no girase alrededor de su eje polar se pro-duciría una distribución constante de los vientos, ya que el aire se elevaría, por calenta-miento, en las zonas tropicales y ecuatoriales, y el aire frío acudiría a ocupar su lugardesde los Polos por las altitudes bajas próximas a la superficie, mientras que el aire cáli-do se dirigirla por arriba desde el ecuador hacia lospolos, de modo que, salvo irregularidades locales, losvientos soplarían hacia el sur a nivel de superficie enel hemisferio Norte y hacia el norte a nivel de super-ficie en el hemisferio Sur.

Este situación de movimiento sencillo de vien-tos se ve perturbada por la rotación del planeta, queda lugar a la fuerza de Coriolis, desviando la trayecto-ria de los vientos hacia la derecha en el hemisferioNorte y hacia la izquierda en el hemisferio Sur. En es- FIG. 5

quema, los movimientos generales de la atmósfera tienen lugar de acuerdo con lo que seindica en la fig.5. Limitándonos al hemisferio Norte, observamos que el aire asciende en

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las zonas ecuatoriales y se dirige por las capas altas hacia el Nordeste volviendo a lasuperficie hacia los 30º de latitud; a partir de ésta se dirige hacia el Este, dando lugar alos vientos predominantes del Oeste en las latitudes medias o zonas templadas; por estarazón, en nuestro hemisferio, y en dichas zonas, el viento viene del Oeste. Por debajo delos 30° existe una franja en la que el movimiento en superficie no está completamentedesarrollado, mientras que las corrientes superiores apenas la afectan: es la zona de lascalmas tropicales; entre ella y el Ecuador los vientos son predominantemente del Nor-deste y se denominan alisios. Entre los 30º y 60º es donde se desarrollan preferente-mente las irregularidades denominadas ciclones y anticiclones.

4.3. Ciclones y anticiclones.

La presión atmosférica, medida por multitud de estaciones meteorológicas y me-diante globos sonda, y reducida en altura a valores extrapolados a nivel del mar, consti-tuye un campo escalar, que dibujado en un mapa se observa inmediatamente que la dis-tribución bárica (o de presiones barométricas) no es del todo irregular, ya que la presiónes alta en extensas zonas llama das anticiclones y es baja en otras zonas denominadasciclones.

Si se trazan las isobaras o líneas que unenpuntos de igual presión (líneas del campo de pre-siones), se observa que las correspondientes a losanticiclones son de forma bastante regular, mien-tras las que se cierran alrededor de las bajas pre-siones son muy irregulares y presentan cambiosbruscos de curvatura. (Fig.6). Los ciclones y anti-ciclones no están inmóviles, sino que, debido a larotación de la Tierra, se desplazan y cambian deforma, especialmente los ciclones. Así, por ejem-plo, sobre Europa los ciclones avanzan general-mente de oeste a este y su estudio permite la pre-visión del tiempo.

FIG.6

En una zona de baja presión, un ciclón atraerá al aire de las regiones próximasdonde la presión es más alta, pero por la desviación debida a la rotación terrestre (acele-ración de Coriolis), el aire circulará alrededor del ciclón en el sentido opuesto al de lasagujas del reloj en el hemisferio Norte (y en el sentido horario en el hemisferio Sur). Enestas zonas ciclónicas convergen masas de aire de origen diverso y en ellas, por lo gene-ral hay mal tiempo; por esto un descenso continuada de la presión barométrica, es pre-sagio de un empeoramiento climático.

Sin embargo, alrededor de una zona de altas presiones el aire diverge hacia las zo-nas que tengan inferior presión barométrica, girando por la fuerza de Coriolis, en el he-misferio septentrional, en el sentido de las agujas del reloj. Los vientos son divergentes,no hay contacto entre masas heterogéneas y por consiguiente el tiempo es bueno, engeneral, aparece nubosidad en las capas altas, pues al movimiento divergente inferiordebe corresponder otro convergente superior. Este movimiento de subsidencia de lascapas altas hacia las capas bajas da lugar a importantes nieblas, típicas de las áreas ant i-ciclónicas.

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4.4. Masas de aire y frentes.

Para determinar la previsión del tiempo es necesario conocer el estado físico de laatmósfera, mediante la medición de la presión, temperatura, humedad, velocidad y di-rección del viento y otras variables, en un gran número de puntos de la atmósfera tanto anivel de la superficie terrestre como en diversas alturas. Esto supone la recopilación deuna enorme cantidad de datos cuya ordenación, manipulación y análisis sólo puede ha-cerse mediante potentes ordenadores. El análisis de los resultados muestra que existenenormes masas de aire extendiéndose sobre enormes distancias, con características ho-mogéneas por lo que en una misma masa de aire se encontrarán, por varias estaciones,la misma temperatura y el mismo punto de rocío.

Estas masas de aire se forman y adquieren sus características de homogeneidadallí donde grandes volúmenes de aire permanecen en reposo mucho tiempo sobre regio-nes de la Tierra en que, por la uniformidad de la superficie, las condiciones climáticasson análogas en grandes áreas. Así, por ejemplo, tenemos el aire ártico, originado sobretierras o mares cubiertos de hielos, del norte del continente americano y Eurasia: el airetropical marítimo que se origina en el centro del Océano Atlántico, etc. Estas masas deaire evolucionan desde su lugar de origen y a lo largo del camino recorrido, pero a pesarde las muchas transformaciones que experimentan, siempre es posible diferenciar entre:

a) Masas de aire frío, es decir, cuya temperatura es inferior a la de la superficie sobrela que avanzan; y

b) Masas de aire cálido, o sea, aire con temperatura superior a la de la superficie sobrela que se desplazan.

Una superficie frontal es la región lí-mite o de separación entre dos masas deaire distintas, y su intersección con la super-ficie terrestre constituye un frente: a travésde una superficie frontal tiene lugar uncambio brusco de las propiedades del aire, yen la tierra el paso de un frente viene, engeneral, acusado por fenómenos meteoroló-gicos de diversa índole. FIG. 7

En la Fig.7 se muestran los fenómenos asociados a un frente frío y a un frente cá-lido. El frente frío se manifiesta por movimientos ascendentes de aire húmedo y cálido,empujado por la corriente fría y seca (aire más denso), con la correspondiente produc-ción de nubes de convección de gran desarrollo vertical, acompañada de chubascos. Porel contrario el aire caliente del frente cálido asciende lentamente sobre la masa de airerelativamente frío, dando lugar a varias capas de nubes estratiformes a niveles decre-cientes, nieblas y lluvias o lloviznas.

5. PAPEL PROTECTOR DE LA ATMOSFERA. LA CAPA DE OZONO.

Ya se ha mencionado al principio del tema, al tratar sobre las capas que confo r-man la atmósfera y la distribución de la energía en ella, el carácter protector que realiza,cara a la preservación y mantenimiento de la vida en el planeta. La atmósfera representaun auténtico escudo protector de los organismos vivos frente a las agresiones cósmicas

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y sin ella no habrían evolucionado los seres vivos tal y como los conocemos actua l-mente. En realidad, la atmósfera, tanto en su primitiva composición como en la actual,ha propiciado el desarrollo y la evolución de un conjunto de seres vivos adaptados a ellay la variación, contaminación o cambio en su composición puede poner en peligro eldelicado equilibrio entre la vida y su entorno.

La atmósfera, además de proporcionar oxígeno, elemento vital para la respiraciónde los seres vivos superiores, y de proporcionar dióxido de carbono, base para la fun-ción fotosintética de la clorofila de las plantas verdes, regeneradora además del oxígeno,realiza importantísimas funciones protectoras del sistema vivo de la tierra y que pode-mos clasificar en varios puntos:

A) La atmósfera absorbe las peligrosas radiaciones ultravioleta y de rayos X pro-cedentes del Sol, las cuales, si incidieran sobre las células producirían roturas en lascadenas proteínicas y de ácidos nucleicos, que darían lugar a imprevisibles y peligrosasmutaciones genéticas y efectos sobre los organismos vivos suficientemente conocidos.

B) La atmósfera protege de los rayos Cósmicos, lluvia de partículas atómicas dealtas energías procedentes del Sol y de otros puntos del universo, que bañan la Tierra yson desviadas y canalizadas hacia los polos, por el Campo Magnético terrestre. Son losresponsables de las auroras polares que se observan en las zonas septentrionales.

C) La atmósfera representa un escudo protector contra la acción meteorítica exter-na. Los meteoritos que atraídos por la gravedad terrestre, bombardearían la Superficie(como lo hacen en la Luna), al penetrar en la atmósfera se sobrecalientan excesivamentey en la mayoría de los casos se produce su evaporación.

D) La atmósfera y su régimen de movimientos establece la uniformización de laenergía irradiada por el Sol sobre el planeta y el calor reflejado por la superficie, evitan-do con ello, los fortísimos calentamientos y enfriamientos que se producen en otros pla-netas sin atmósfera (mercurio) o en la Luna. La atmósfera actúa como un termostatoregulador de la temperatura global del planeta.

Más allá de los 80 Km. de altura, el oxígeno existe casi exclusivamente en suforma monoatómica, pues los fotones de alta energía (rayos X y γ) rompen las molécu-las más estables. A menos altitudes, los átomos de oxígeno se combinan parcialmentepara formar oxígeno diatómico y triatómico (ozono). Así, las mayores concentracionesde ozono se encuentran en la estratosfera entre 20 y 30 Km de altura, donde alcanzaunas 10 ppm, lo que significa que recogido en condiciones normales, ocuparía una capade solo 3 mm de espesor. Las máximas concentraciones se dan en las zonas de los Polosy las mínimas en la zona de Ecuador, donde son un 50% inferiores.

En la estratosfera el ozono se forma y se destruye constantemente por reaccionesquímicas activadas por la luz, (reacciones fotoquímicas). Como resultado del equilibrioque se establece entre formación y destrucción se origina una capa de ozono estratosfé-rico que absorbe una parte de la radiación ultravioleta del espectro solar, lo que, ademásde proteger la vida, le confiere un papel considerable en el balance energético global dela atmósfera.

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Algunos compuestos catalizan la destrucción del ozono, como el hidrógeno ató-mico, el radical hidroxilo, los óxidos de nitrógeno, el monóxido de carbono, el clorurode metilo, el metano y los átomos de cloro y de bromo. Muchos de éstos llegan a la at-mósfera de forma natural emitidos por los océanos, los volcanes y los incendios. Entrelos contaminantes de origen humano destacan los clorofluorocarbonos, el tetraclorurode carbono y el tricloroetano, con tiempos de residencia de 100, 60 y 10 años respecti-vamente. Estos clorofluorocarbonos, virtualmente inertes en la troposfera, carentes detoxicidad para los organismos vivos, y muy utilizados como refrigerantes y propelentes,llegan intactos a la estratosfera donde los rayos ultravioleta rompe sus moléculas libe-rando cloro y bromo que cataliza la conversión del ozono en oxígeno molecular.

También es una amenaza para la capa de ozono las emisiones de óxidos de nitró-geno (NO y NO2) de las combustiones, con especial significación las producidas por losaviones en vuelos supersónicos a gran altura.

En 1984-85 se descubrió el agujero de la capa de ozono en la zona antártica, loque constituyó una sorpresa sin explicación inmediata. Se puede pensar que quizá hahabido otros cambios importantes como los encontrados ahora, o que incluso se produ-cen con periodicidad y que hasta hoy han pasado desapercibidos, pero los factores "hu-manos" constituyen unas muy plausibles causas del fenómeno. Los análisis químicosdemuestran la presencia de las sustancias mencionadas como destructoras catalíticas delozono: monóxido de cloro, dióxido de cloro, monóxido de bromo, etc.

6. CONTAMINACION ATMOSFERICA

Se entiende por contaminación atmosférica la presencia en el aire de sustancias yformas de energía que alteran la calidad del mismo, de modo que implique riesgos, dañoo molestia grave para las personas y bienes de cualquier naturaleza. De ello se deduceque el que una sustancia sea considerada contaminante o no, dependerá de los efectosque produzca sobre sus receptores.

Todas las actividades humanas, el metabolismo de la materia viva y los fenóme-nos naturales que se producen en la superficie o en el interior de la tierra van acompa-ñados de emisiones de gases, vapores, polvos y aerosoles. Estos se difunden en la at-mósfera y se integran en los diferentes ciclos biogeoquímicos que se producen en laTierra.

6.1. Contaminación Natural y Artificial.

La contaminación, como un proceso de impurificación de la atmósfera, tiene va-rios orígenes. Por un lado están las emisiones de sustancias ajenas a la atmósfera, pro-ducidas por la erosión de la superficie terrestre por los vientos, el transporte de polen,los incendios forestales o las erupciones volcánicas, que lanzan a la atmósfera cantida-des ingentes de gases y cenizas, lo que constituyen ejemplos de contaminación natural.Por otro lado están las emisiones de sustancias contaminantes debidas a las actividadesproducidas por el hombre, muy variadas, no controladas, que pueden romper el equili-brio de los ciclos biogeoquímicos, y que constituyen la llamada contaminación artificialy es la que trataremos en este tema.

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6.2. Emisores de contaminantes.

Los principales focos antropogénicos de emisiones primarias contaminantes lospodemos clasificar en:

Focos fijos - Industriales: Procesos Industriales Instalaciones fijas de combustión

- Domésticos: Instalaciones de calefacción

Focos móviles - Vehículos automóviles.- Aeronaves- Buques

Focos compuestos - Zonas industriales- Areas urbanas

La mayoría de los focos de emisión de contaminantes están concentrados en áreasurbanas e industriales por lo que la contribución humana al problema de la contamina-ción atmosférica es predominantemente a escala regional o local.

Los principales focos industriales contaminantes de la atmósfera son las chime-neas de las instalaciones de combustión para la generación de electricidad y calor in-dustrial y los procesos industriales propiamente dichos, entre los que destacamos comomás importantes:

Industrias energéticas:………… Centrales térmicas.Refino del petróleo.

Siderurgia:…………………….. Siderurgia integral.Fundiciones de hierro y aceroFerroaleaciones.

Metalurgia no férrea:………….. Aluminio. Cobre. Plomo y Zinc.Industria del cemento.Industria inorgánica:…………. Acido sulfúrico.

Acido nítrico.Industria orgánica:…………… Abonos.

Industria papeleraIndustria alimentaria.

6.3. Tiempo de residencia de los contaminantes.

Las sustancias contaminantes lanzadas a la atmósfera por los múltiples focos emi-sores que se han descrito, permanecen en ella durante un tiempo más o menos largo,denominado tiempo de residencia. Este período de permanencia está relacionado con lacapacidad de la atmósfera para dispersarlas, con la reactividad química de la sustancia ycon el lavado de la atmósfera que efectúa la lluvia y la nieve, efectos todos ellos quecontribuyen a ir reduciendo la concentración de contaminantes.

La atmósfera no se limita al papel de sujeto pasivo de la contaminación sino queinterviene activamente en el proceso desde el momento en que los contaminantes soninyectados La atmósfera es un sistema termo e hidrodinámico de extraordinaria compli-cación en el que coexisten movimientos de escalas tan diferentes como la hemisférica yla molecular, junto con una gama de movimientos intermedios. La interacción y la re-

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distribución constante de materia y energía, ingresa a la mayoría de los contaminantesen los ciclos biogeoquímicos existentes lo que supone un mecanismo de autorregulacióny limpieza natural de sustancias extrañas que da como consecuencia una disminucióndel tiempo de residencia de los contaminantes en la atmósfera.

6.4. Contaminantes más usuales.

Podemos clasificar los contaminantes atmosféricos, según su naturaleza en: sus-tancias químicas y formas de energía. A este segundo grupo pertenecen las radiacionesionizantes y el ruido, que tienen gran importancia en los procesos de degradación am-biental.

Los contaminantes químicos pueden clasificarse en contaminantes primarios y se-cundarios. Se entiende por contaminantes primarios aquellas sustancias que son vertidasdirectamente a la atmósfera desde los focos contaminantes. Son emitidas por diversostipos de fuentes, de naturaleza y composición química variada. Se pueden agrupar porsu estado físico (sólidos, líquidos y gases) o por elementos químicos comunes (SOx,NOx, Cl2, C1H).

6.4.1. Contaminantes primarios.

Los contaminantes primarios pueden originar alteraciones en la calidad del aireproduciendo lo que se conoce como contaminación convencional. Este tipo de contami-nación suele tener un ámbito local limitado al entorno de los focos emisores. Los con-taminantes de este tipo, que con mayor frecuencia se encuentran en la atmósfera son:

GASES: Oxidos de azufre SO2, SO3 y SH2

Oxidos de nitrógeno NO, NO2, NOx

Hidrocarburos HnCm

Monóxido de carbono CODióxido de carbono CO2

AEROSOLES: Partículas sólidas y líquidas

Otras sustancias que se presentan en la atmósfera más raramente, pero que puedendar lugar a alteraciones importantes del medioambiente atmosférico, en zonas muy con-cretas, por lo general asociadas al entorno próximo del foco que los produce, son:

METALES PESADOS: Plomo, Cromo, Cobre, Manganeso, Cadmio.Vanadio, Niquel, Arsénico, Mercurio.

SUSTANCIAS MINERALES: Asbestos, Amianto.COMPUESTOS HALOGENADOS Y SUS DERIVADOS:

CIH, Cl2 y derivados del cloro.FH y derivados del flúor.

COMPUESTOS ORGANICOS:Compuestos Orgánicos VolátilesHidrocarburos aromáticos polinucleares

COMPUESTOS ORGÁNICOS AZUFRADOS: Mercaptanos, etc.COMPUESTOS ORGÁNICOS HALOGENADOS:

Policlorobifenilos (PCBs) Dioxinas, Furanos, etc.SUSTANCIAS RADIACTIVAS.

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Los Oxidos de Azufre. El óxido de azufre que se emite a la atmósfera en mayorescantidades es el dióxido de azufre SO2 y en menor proporción (1 ó 2% del anterior) deltrióxido de azufre SO3.

El SO2 es un gas incoloro, de olor picante e irritante, más pesado que el aire, quese desplaza rápidamente en la atmósfera y es muy estable. El SO3 es un gas incoloro ymuy reactivo, que condensa fácilmente. En condiciones normales no se encuentra SO3

pues reacciona fácilmente con el agua, formando ácido sulfúrico H2SO4. La combustiónde cualquier sustancia que contenga azufre produce emisiones de SO2 y SO3 y la canti-dad de este último depende de las condiciones de reacción, especialmente de la tempe-ratura, oscilando entre 1 y 10% de los SOx producidos. Un mecanismo de formación delos SOx podría ser: S + O2 → SO2

2SO2 + O2 → 2SO3

La segunda reacción se produce en pequeña escala y tiene lugar muy lentamente,a la temperatura atmosférica, siendo favorecida por la acción de los catalizadores. Elefecto neto es que la emisión de los óxidos de azufre se realiza fundamentalmente enforma de SO2.

Los óxidos de Nitrógeno. Los contaminantes que poseen nitrógeno se clasificanen tres grupos: formas orgánicas, formas oxidadas y formas reducidas. Se conocenocho óxidos de nitrógeno diferentes. Sólo tienen interés como contaminantes dos deellos, el óxido nítrico, NO, y el dióxido de nitrógeno, NO2. El resto se encuentran enequilibrio con estos dos, pero en concentraciones tan bajas que carecen de importancia.

El óxido nítrico NO, es un gas incoloro, no inflamable, inodoro y tóxico. El dióxi-do de nitrógeno NO2 es un gas pardo-rojizo, no inflamable, tóxico y asfixiante. Los óxi-dos de nitrógeno se forman por oxidación de nitrógeno atmosférico durante los procesosde combustión a temperaturas elevadas, según las siguientes reacciones:

N2 + O2 → 2NO 2NO + O2 → 2NO2

La mayor parte de los NOX emitidos lo son en la forma NO.

Hidrocarburos. Son sustancias orgánicas que contienen sólo carbono e hidrógeno.Se conocen millares de ellos y su estado físico depende de su estructura molecular y delnúmero de átomos de carbono que forman su molécula. Los primeros de las series, 1 a 4carbonos, son gaseosos a temperaturas ordinarias, siendo éstos los más importantes enel fenómeno de la contaminación atmosférica, ya que favorecen la realización de reac-ciones fotoquímicas.

Monóxido de Carbono. Es el contaminante más abundante en la capa inferior de laatmósfera, especialmente en el entorno de las grandes ciudades. Es un gas incoloro, ino-doro e insípido, difícil de licuar, (punto ebullición –192ºC), densidad 0'96 de la del airey no es apreciablemente soluble en agua. Es inflamable y arde con llama azul, aunqueno mantiene la combustión

Se produce generalmente: 1) por combustión incompleta del carbono, 2) por reac-ción a elevada temperatura entre el CO2 y materiales que contienen carbono y 3) pordisociación del CO2 a altas temperaturas, 4) por oxidación atmosférica del metano CH4

procedente de la fermentación anaerobia de la materia orgánica, 5) por procesos de pro-ducción y degradación de la clorofila en las plantas.

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Los principales problemas de contaminación atmosférica con CO son debidos a lacombustión incompleta de carburantes de los automóviles

Dióxido de Carbono. Es un gas incoloro e inodoro, no tóxico, más denso que el ai-re, que se presenta en la atmósfera en concentraciones que oscilan entre 250 y 400 ppm.En realidad, no puede considerarse como contaminante en sentido estricto, ya que no estóxico, y está presente en atmósferas puras de modo natural. No obstante, por los posi-bles riesgos que entraña su acumulación en la atmósfera, como consecuencia de las alte-raciones producidas en su ciclo por las actividades humanas que pudieran dar lugar auna modificación del clima del planeta, lo consideramos como sustancia contaminante.

Metales pesados. Se han identificado recientemente como una nueva clase decontaminantes, quizá más peligrosos para el medio ambiente que los gases anteriores.Los metales se encuentran en la atmósfera en muy bajas concentraciones, pero no sondegradados, ni química ni biológicamente, por la naturaleza, lo que origina su persisten-cia en ella. Esta persistencia lleva a la ampliación biológica de los metales en las cade-nas tróficas y por ello, las concentraciones de metales en los miembros superiores de lascadenas pueden alcanzar valores muy superiores a los encontrados en la atmósfera.

Entre los más importantes por sus efectos sobre la salud del hombre está el mercu-rio y el plomo. La cantidad de plomo en el aire ha experimentado un marcado aumentocomo consecuencia de las actividades humanas siendo las concentraciones de plomo enlas áreas urbanas de 5 a 50 veces superiores que en las áreas rurales.

Compuestos halogenados. De entre los productos químicos que contienen halóge-nos en su molécula, son contaminantes de la atmósfera: el cloro, el fluoruro de hidróge-no, el cloruro de hidrógeno y ciertos haluros. Entre éstos, destacamos la acción tóxicadel flúor y sus derivados sobre los vegetales y la cabaña bovina.

Compuestos orgánicos. Independientemente de los hidrocarburos, hay dos tiposde sustancias orgánicas, objeto de estudio como contaminantes atmosféricos. Son: loscompuestos orgánicos volátiles (COV) y los hidrocarburos aromáticos polinucleares.Los primeros se producen por evaporación de sustancias orgánicas de baja tensión devapor y los segundos provienen de la combustión incompleta de la materia orgánica.Este tipo de sustancias se asocian con compuestos cancerígenos y mutagénicos y, en laactualidad, no se descarta que a largo plazo, exposiciones a niveles relativamente bajosde estos compuestos, puedan producir tales efectos.

Otros tipos de compuestos orgánicos contaminantes son los policlorobifenilos(PCBs), y un conjunto de sustancias llamadas dioxinas y los furanos. Los primeros seproducen por incineración de residuos que contienen estos productos cuando no se hacea la temperatura necesaria para romper las moléculas (>1200ºC). Estas sustancias son degran estabilidad lo que conlleva a la amplificación biológica. Las dioxinas y los furanosse forman durante determinadas reacciones intermedias en el procesado de productosquímicos orgánicos fluorados y en la incineración de los residuos que contienen sustan-cias orgánicas fluoradas. Aunque el proceso de formación no es del todo conocido, ex-perimentos recientes indican que se forman durante el enfriamiento de gases, cuando latemperatura de incineración no ha superado 900°C.

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Sustancias radiactivas. Se consideran estas sustancias como contaminantes porqueemiten radiaciones ionizantes, que pueden provocar efectos nocivos cuando interaccio-nan con los seres vivos. Las radiaciones ionizantes emitidas por los radionúclidos, pue-den ser de tres tipos: rayos α (núcleos de Helio), rayos β (electrones) y radiación γ (on-das electromagnéticas de altísima energía)

6.4.2. Contaminantes secundarios.

Los contaminantes secundarios no se vierten directamente a la atmósfera desdelos focos emisores, sino que se producen como consecuencia de las transformacionesquímicas y fotoquímicas que sufren los contaminantes primarios en el seno de la misma.Las principales alteraciones atmosféricas producidas por los contaminantes secundariosson: la contaminación fotoquímica, la acidificación del medio y la disminución del es-pesor de la capa de ozono.

6.5. Efectos de la contaminación sobre el Clima.

6.5.1. Contaminación fotoquímica.

La contaminación fotoquímica se produce por la aparición en la atmósfera de oxi-dantes, originados al reaccionar entre sí óxidos de nitrógeno, hidrocarburos y oxígenoen presencia de la radiación ultravioleta solar. La formación de oxidantes se ve favore-cida en situaciones estacionarias de altas presiones (anticiclones) asociados a una fuerteinsolación y vientos débiles que dificultan la dispersión de los contaminantes primarios.

El mecanismo de formación de oxidantes fotoquímicos es complejo, realizándosepor etapas a través de una serie de reacciones químicas. El proceso completo no se co-noce, aunque sí se conocen algunos aspectos generales del mismo, que podemos simpli-ficar en los tres tipos de procesos siguientes:

-Formación de ozono por desplazamiento del ciclo fotolítico de NO2- La reacción inicial es la absorción de la radiación solar ultravioleta por el

NO2 descomponiéndose en NO y O2 según:NO2 + Luz (λ ≤ 420 nm) → NO + O

- El oxígeno atómico formado reacciona muy rápidamente con el oxígenomolecular del aire para formar ozono:

O +O2 → O3

- En ausencia de hidrocarburos en la atmósfera, el ozono reacciona con elNO para formar de nuevo NO2 con lo que se cierra el ciclo fotolítico delNO2, no siendo significativa la formación neta de ozono.

- Formación de radicales libres activos.- La presencia de radicales oxigenados orgánicos y minerales en el aire, ha-

cen que el NO generado por la descomposición del NO2, se oxide rápida-mente a NO2, de la forma siguiente:

ROx + NO → ROy +NO2

- Esta reacción da lugar a una acumulación de ozono que al reaccionar conlos hidrocarburos producirá radicales libres muy reactivos según:

ROy + O3 → RO −

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-Formación de productos finales.

- Los radicales libres formados reaccionan con otros radicales, con contami-nantes primarios y con constituyentes del aire, dando lugar a una mezclacompleja de productos oxidantes siendo uno de los más importantes el ni-trato de peroxiacetileno (PAN) formado a partir de radicales de peroxiacilo.

El resultado final es la producción de una mezcla de sustancias de gran poder oxi-dante, siendo el ozono la más abundante de ellas. Es esta la razón, unida a la relativafacilidad con que se miden las concentraciones de ozono en el aire, por la que se sueleutilizar esta sustancia como índice de la gravedad de la contaminación fotoquímica.

Este tipo de contaminación, conocida como smog fotoquímico se observó por pri-mera vez en Los Angeles (California) en 1944 y se presenta en la actualidad, cada vezcon más frecuencia, en grandes ciudades industrializadas y que soportan densidadesintensas de tráfico.

Las fluctuaciones horarias de contaminantes, determinan la intensidad del smog.En las primeras horas de la mañana se produce una intensa emisión de hidrocarburos yNO al comenzar la actividad humana en las ciudades (calefacciones y tráfico). El NO seoxida a NO2 aumentando la concentración de este último en la atmósfera. Las concen-traciones superiores de NO2 unido a radiación solar más intensa ponen en marcha elciclo fotolítico del NO2 generando oxígeno atómico que al transformarse en O3 conduceal aumento de la concentración de este elemento y de radicales libres de hidrocarburos.Estos al combinarse con cantidades apreciables de NO, producen disminución de estecompuesto en la atmósfera y este descenso del NO impide que se complete el ciclo fo-tolítico aumentando rápidamente la concentración de O3.

A medida que avanza la mañana la radiación solar favorece la formación de oxi-dantes fotoquímicos, aumentando su concentración en la atmósfera. Cuando disminuyenlas concentraciones de los precursores (NO, NO2 e hidrocarburos) en la atmósfera, cesala formación de oxidantes y sus concentraciones disminuyen al avanzar el día. De ahíque la contaminación fotoquímica se manifieste principalmente por la mañana en elentorno de las ciudades.

6.5.2. Acidificación del medio ambiente. Lluvias ácidas.

Se llama acidificación del medio a la pérdida de la capacidad neutralizante delsuelo y del agua, consecuencia del retorno a la superficie, en forma de ácidos, de losóxidos de azufre y nitrógeno descargados a la atmósfera.

La amplitud e importancia de la acidificación del medio es debida a las grandescantidades de óxidos de azufre y de nitrógeno lanzados a la atmósfera, siendo de desta-car que del total de las emisiones de SO2 en el planeta, unos 200 millones de tonela-das/año, aproximadamente la mitad, son emitidas por las actividades humanas funda-mentalmente en las regiones industrializadas del hemisferio Norte que ocupa menos del5% de la superficie de la Tierra.

El proceso de acidificación se origina de la forma siguiente:

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En el proceso de combustión de combustibles fósiles se libera el azufre y el nitró-geno emitiéndose a la atmósfera como SO2 y NOx respectivamente.

Estos óxidos sufren: transporte a larga distancia, reacciones químicas, precipita-ción y deposición y finalmente retornan a la superficie donde se absorben por los suelos,las aguas y la vegetación.

FIG. 8

El retorno a la tierra puede realizarse de dos formas:

a) Deposición seca: los óxidos retornan a la superficie en forma gaseosa o de ae-rosoles Puede ocurrir cerca o lejos de las fuentes de emisión, lo que depende de las con-diciones de dispersión. No obstante la deposición en seco es predominantemente enzonas próximas al foco emisor.

b) Deposición húmeda: la mayor parte de SO2 y NOx sufre oxidación que da lugara la formación de H2SO4 y HNO3. Estos ácidos se disuelven en las gotas de agua denubes y lluvia, retornando al suelo con las precipitaciones. Una parte de estos ácidos seneutralizan por sustancias presentes en el aire, como el amoníaco.

Las proporciones en que se realiza la deposición húmeda y seca de SO2 dependede la velocidad con que se oxida pasando a sulfato, y esta velocidad de reacción estácondicionada por las variaciones en la concentración de SO2 y por la presencia en el airede otras sustancias como óxidos de nitrógeno, hidrocarburos, etc. La deposición húmedaadquiere mayor importancia a grandes distancias.

6.5.3. Rotura de la capa de Ozono

El descubrimiento del O3 y su existencia en la atmósfera se realiza a mediados delsiglo XIX y las primeras mediciones sobre su cantidad y variación datan de 1930. En1974 se alertó sobre los peligros de las emisiones de ciertos productos químicos (cloro-fluorocarbonos), por considerarlos directamente responsables de la destrucción de lacapa de ozono.

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Recientes experimentos realizados en la Antártida ponen de manifiesto la apari-ción, durante los meses de septiembre y octubre de cada año, de extensas zonas en lavertical del Polo Sur, donde se producen importantes disminuciones de la concentraciónde ozono, fenómeno que se conoce como Agujero de Ozono Antártico. Algunos cientí-ficos lo atribuyen a fenómenos meteorológicos no totalmente conocidos, otros lo cons i-deran debido a un desplazamiento de un equilibrio de la química de la estratosfera, in-terviniendo numerosas y complejas reacciones químicas, fotoquímicas y procesos demezcla.

Desde este último punto de vista, las principales sustancias que aparecen implica-das en la destrucción del ozono son los clorofluorocarbonos, si bien no son las únicasresponsables. Otros gases, tales como NOx, derivados del Br y compuestos hidrogena-dos se combinan con los derivados del cloro para modificar el frágil equilibrio de lacapa de ozono de la estratosfera.

6.5.4. Calentamiento atmosférico. Efecto invernadero.

Observaciones realizadas en todo el mundo muestran que la concentración deCO2, que oscilaba entre 260-290 ppm antes de 1950 ha llegado a ser de 330 ppm en1976, aumentando a un ritmo de alrededor de 1 ppm en el curso de los últimos veinteaños.

Este incremento de CO2 es debido a la combustión de combustibles fósiles, incen-dios forestales y tala progresiva de bosques que produce una disminución de la masaforestal y reducción de la tasa de absorción total del CO2 presente en la atmósfera.

Este incremento puede alterar la temperatura de la Tierra debido a que el CO2 estransparente a la radiación solar, que la deja pasar libremente, pero absorbe la radiacióninfrarroja emitida desde la tierra. El efecto total es que a mayor concentración de CO2

mayor cantidad de energía recibida por el planeta queda atrapada en la atmósfera enforma de calor. Este fenómeno se conoce como efecto invernadero y produciría un re-calentamiento de la atmósfera.

Se ha estimado que de duplicarse la tasa de CO2 podría aumentar en 2 ó 3ºC latemperatura de la atmósfera y se prevé que a finales de siglo la temperatura global de laTierra aumente en 1ºC y siga aumentando. En las zonas lluviosas se incrementarán lasprecipitaciones y las zonas áridas serán aún más áridas, mientras que los hielos polarescomenzarán a derretirse y subirá el nivel de los mares y océanos, amén de otras muchasconsecuencias secundarias y locales, como podemos citar: cambios en la circulaciónatmosférica, aumento del número de ciclones al calentarse el mar, aumento de las zonasde sequía, disminución de la producción agrícola, aumento del número de organismospatógenos como mosquitos transmisores de enfermedades, etc.

6.6. Medidas de protección contra la contaminación.

La contaminación atmosférica es el resultado de la aplicación de una tecnologíadefectuosa o mal empleada, así como de la ausencia de criterios ambientales al realizarlas planificaciones industriales. Las acciones para prevenir y reducir la contaminaciónatmosférica podemos agruparlas en dos grupos:

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6.6.1. Acciones preventivas.

Están dirigidas a evitar la aparición de los problemas ambientales y entre ellasdetacamos:

Planificación de los usos del suelo, para la ubicación adecuada de industrias con-taminantes, creación de zonas amortiguadoras de efectos y planes de ordenación urbanacon criterios ambientales.

Tecnología de baja o nula emisión de residuos, basada en procesos que tratan deevitar la contaminación en el origen de la misma. Varias son las acciones a llevar a ca-bo: Modificación de procesos y equipos de fabricación, recuperación y reciclado desubproductos, reformulación del producto, etc.

Evaluaciones del impacto ambiental. Estos estudios prevén las alteraciones quesobre el medio ambiente va a provocar la realización de determinadas acciones, planes yproyectos, con el fin de adoptar las medidas correctoras que mitiguen los impactos antesde que se produzcan.

6.6.2. Acciones correctivas.

Si las medidas preventivas no son viables porque se dan situaciones de hecho, ono se dispone de tecnologías limpias, o su aplicación no es posible por razones econó-micas, se adoptan acciones correctivas para evitar la descarga de contaminantes a laatmósfera. Pueden adoptarse dos tipos de acciones:

Concentrar y retener los contaminantes con equipos adecuados de depuración.Tiene el inconveniente de que traslada la contaminación de un medio (atmósfera) a otro(suelos y aguas). Además, los equipos depuradores son caros y consumen energía, porlo que es necesario aumentar la producción para su amortización, lo que aumenta lacontaminación.

Expulsar los contaminantes por chimeneas adecuadas de forma que la dilución seasuficiente para evitar concentraciones elevadas a nivel del suelo. Esto atenúa la conta-minación a nivel local pero puede producir lluvias ácidas en lugares alejados de lasfuentes.

6.6.3. Acciones para prevenir el efecto invernadero.

Están basadas en el control de las emisiones de CO2 a la atmósfera bien disminu-yendo los focos emisores: lucha y prevención de incendios forestales, control de la defo-restación indiscriminada, disminución del tráfico de vehículos de motor y control de lascalefacciones domésticas, control de las emisiones industriales, etc. o bien promoviendouna política de reforestación.

Un programa intensivo de repoblación forestal aumentaría la productividad de losbosques como sumideros del CO2 atmosférico, pero para compensar los 5·1012 Kg decarbono descargado a la atmósfera sería necesario plantar árboles de rápido crecimientoen toda un área equivalente a la que ha sido forestada hasta ahora. Los costes seríaninmensos pero la reforestación puede jugar un papel fundamental en la eliminación del

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dióxido de carbono generado por la actividad humana. Por otro lado, aún siendo cara,puede ser más barata que otras muchas opciones alternativas y además aporta otros mu-chos beneficios: proporciona madera, disminuye la erosión del suelo, mejora el régimenhídrico y permite una mayor diversidad biológica.

ANEXO

Demostración de la Ecuación: ( ) zTT ∆−Λ=− .'11 λ

Coeficiente de enfriamiento adiabático: zTT

zT

∆−−=

∆∆−= 01λ de donde:

zTT ∆−= .01 λ

Gradiente geométrico de disminución real de temperatura: zTT

∆−−=Λ '' 01

zTT ∆Λ−= .'' 01

restando ambas ecuaciones, resultará:( ) ( )zzTTTT ∆Λ−−∆−−=− ..'' 0011 λ

y considerando que '00 TT = resulta: ( ) zTT ∆−Λ=− .'11 λ c.q.d.

BIBLIOGRAFÍA RECOMENDADA

Jose AGUILAR PERIS. Termodinámica y Mecánica Estadística. Ediciones Saber.VALENCIA.

Joaquín CATALA DE ALEMANY. Física General. Ediciones Saber. VALEN-CIA.

INVESTIGACION Y CIENCIA.(SCIENTIFIC AMERICAN). Artículos:Atmósfera y contaminación atmosférica. N 37. ocT/ls79.Dióxido de carbono y clima mundial. N° 73. OCT/1982.Contaminación atmosférica por partículas. N 133. OCT/1987.Cambio climático global. N 153. JUN/1989.El desafío de la lluvia ácida. N 145. OCT/1988.

Jose Manuel SANZ SA. La Contaminación Atmosférica. Unidades TemáticasAmbientales de la Secretaría de Estado de Medio Ambiente. MOPT. MADRID.

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Tratamiento Didáctico----------------------------------------------------------------------------------------------------------OBJETIVOS

Conocer en profundidad la atmósfera, como medio en donde desarrollamos nuestravida, los fenómenos meteorológicos y explicarlos a la luz de las leyes de la física y su-perar las viejas concepciones supersticiosas relacionadas con ellos.

Iniciarse en el estudio de la observación meteorológica y recogida de datos.Crear conciencia del grave problema de la contaminación atmosférica por la activi-

dad humana e industrial, para promover la adopción de medidas correctoras.UBICACIÓN

El presente tema no está contemplado en los actuales currículos de la ESO, por ello,y dado el elevado nivel conceptual, debe ubicarse, en su caso, en el 2º curso de Bachi-llerato, como tema de especialización dentro de la Física y en algunos aspectos puedeexplicarse parte de él, como tema transversal de protección de la naturaleza.TEMPORALIZACIÓN

El tema puede exponerse teóricamente en un periodo de tiempo de 4 horas y dedicar2 horas más a la experimentación práctica en el laboratorio con los equipos de meteo-rología básica existentes en los centros.METODOLOGÍA

Se explicará, en clases teóricas, los contenidos fundamentales del tema, descripciónde la atmósfera, fenómenos meteorológicos, balance energético, contaminación, etc.mostrando constantemente ejemplos fáciles de observar.

Motivar al alumno en la observación, descripción y explicación de los fenómenosatmosféricos, mediante una metodología activa y participativa.

Realización de observaciones de laboratorio de meteorología, recopilando datos yrealizando trabajos.CONTENIDOS MÍNIMOS

Estructura de la atmósfera. Capas. Concepto de presión atmosférica. Barómetros.Energía en la atmósfera y su distribución. Efecto invernadero.Concepto de humedad. Higrómetros. Punto de rocío. Escarcha.Distribución vertical de la temperatura. Inversiones.Formación de nubes. Nieblas. Tormentas.Circulación general en la atmósfera. Ciclones y anticiclones.La capa de ozono. Consecuencias de su destrucción. Contaminación atmosférica.Calentamiento atmosférico. Lluvia ácida. Medidas de protección.

MATERIALES Y RECURSOS DIDÁCTICOSApuntes de clase y especialmente recopilación de artículos de revistas y periódicos

sobre trabajos de meteorología, fenómenos atmosféricos e investigaciones actuales so-bre el tema.

Material de laboratorio de meteorología con: barómetros, higrómetros, pluviómetrosy materiales para el tratamiento de datos manual o automático.

Medios audiovisuales como: vídeos didácticos sobre fenómenos meteorológicos,previamente seleccionados, relacionados con el tema.

EVALUACIÓNPruebas objetivas escritas de carácter teórico sobre los conceptos fundamentales re-

lacionados con el tema, valorando comprensión, memorización y aplicación de estosconceptos a situaciones reales.

Valoración de las prácticas realizadas en el laboratorio y los trabajos de campo.Pruebas de opción múltiple con preguntas de varias respuestas (3 falsas y 1 cierta)

que obligue al alumno al razonamiento de las situaciones planteadas.