NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA3. ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 3.1. INTRODUCCIÓN. E l contenido de este capítulo, que versa sobre los movimientos verticales del aire, es objeto preferente de estudio de los meteorólogos, o físicos del aire. Es fundamental la comprensión de la estabilidad atmosférica a fin de poder interpretar los modelos matemáticos más recientes de orografía y viento. A modo de introducción, van a mencionarse la ley del equilibrio hidrostático y dos resultados sobre la densidad del aire. El aire está en equilibro hidrostático, entendiéndose por tal el equilibrio entre dos fuerzas: la de la gravedad, hacia la superficie terrestre, y la debida al decrecimiento de la presión con la altura, hacia arriba, que es la fuerza del gradiente de presión, o de la presión, que aparece siempre que se dan diferencias báricas. Esto se conoce como ley del equilibro hidrostático, puede formularse así: dp = − ρ g dz Donde: dp es la presión que ejerce una capa atmosférica, ρ la densidad del aire, g la aceleración de la gravedad, y dz el espesor de la capa considerada. Para una presión determinada, la densidad del aire depende de la temperatura. Este resultado es consecuencia de la ley de los gases perfectos de donde sale: p ρ= R T Luego, a mayor temperatura del aire, menor es su densidad, y al revés. En conclusión, el aire cálido es ligero y el frío, denso y pesado. Por último, a igualdad de presión y de temperatura, el aire húmedo es algo más liviano que el seco, ya que el peso molecular del aire húmedo es inferior al del seco. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 38 a un enfriamiento (esto es así. por la primera ley de la Termodinámica. La explicación de la segunda cadena de implicaciones es. el enfriamiento y calentamiento descrito. ∆Q = ∆U + ΑW. los ascensos y descensos de aire pueden considerarse procesos adiabáticos. S e dice que un proceso físico es adiabático cuando no se produce intercambio calorífico entre el sistema en el que se realiza y el exterior al sistema. no se intercambie calor con el aire de los alrededores.2. De forma sinóptica: adiabático ⇓ Ascenso Ì disminución de presión Ì aumento de volumen o expansión Ìeennffrriiaam miieennttoo Descenso Ì aumento de presión Ì disminución de volumen o compresiónÌ calentamiento ⇑ adiabático Una burbuja de aire. porción o burbuja. aumentará su volumen. porque. de la citada ley. sea. Como consecuencia de la primera ley de la Termodinámica. ahora. PROCESOS Y «GRADIENTES» ADIABÁTICOS EN LA ATMÓSFERA. Consecuentemente. en los que no se producen cambios de estado del vapor de agua que porta el aire que sube o baja b) los llamados húmedos o saturados.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA 3. es decir. luego al disminuir el trabajo por compresión ha de aumentar la energía interna. va siendo sometida cada vez a una menor presión. conlleva. en los que hay cambios de estado del vapor de agua (éste. si el proceso es adiabático. menor espesor atmosférico por encima de ella. progresivamente. una partícula. Apliquemos. dada la mala conductividad térmica del aire y la lentitud de las mezclas y otros procesos de transferencia energética. En la atmósfera. análoga. al ascender. al saturar la CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 39 . o sea. se expansionará. los ascensos y descensos de aire. esto es. Evaluemos. entonces. ya que tiene. Al disminuir la presión sobre la burbuja. Para ello hay que distinguir dos tipos de ascensos y descensos adiabáticos: a) los llamados secos. se producen con la suficiente rapidez como para que. se incrementa la temperatura). un enfriamiento. toda compresión adiabática da lugar a un calentamiento y toda expansión adiabática. por ejemplo. Como el proceso de la expansión puede considerarse adiabático. ∆Q = O. el calor suministrado a un gas es igual a la suma de la variación de su energía interna más la variación de su trabajo. a ellos los resultados derivados de la primera ley de la Termodinámica. el gradiente. ya que la condensación que se produce aporta calor. C omo aplicación de lo anterior. y que supone unos determinados gradientes térmicos verticales (α). o variaciones de la temperatura con la altura.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA burbuja. aproximadamente. acercándose con la altura al primer valor. aunque es preferible el de incremento o decrecimiento adiabático del aire seco. denominado viento zonda. o incremento o decrecimiento. Sea un flujo de aire que con una temperatura de 15° C se dirige hacia un obstáculo orográfico notable (la cordillera de Los Andes). en una disminución de 1° C por cada cien metros de elevación y en idéntico aumento por cada cien metros de descenso. cada nivel troposférico tiene una cierta temperatura. Veámoslo con un ejemplo. desprendimiento de calor latente). al disminuir progresivamente la velocidad de condensación. que registran los sondeos atmosféricos. en un momento determinado y sobre la vertical de un lugar. Este valor recibe el nombre de gradiente adiabático del aire seco (γ). Este último valor no es constante. Por último. es decir. que sopla en los Alpes. aunque se produce con otros vientos similares en otros muchos lugares del planeta. se condensa o sublima. Tras alcanzar la base de la ladera de CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 40 . adiabático del aire saturado (γ’) se reduce a 0. representado en la figura adjunta.3. el enfriamiento y calentamiento se evalúa en 1° C/l00m. puede explicarse ahora el llamado efecto Föhn. 3.5° C/l00 m. como ser el producido a lo largo de nuestra cordillera norte. asociado al viento homónimo. dando lugar a un En el primer caso. téngase presente que. En el segundo caso. EL EFECTO FÖHN. El aire en su ascenso irá disminuyendo su temperatura a razón de 1° C / 100m. en mayor o menor medida. alcanzará la base del obstáculo orográfico en la cara de sotavento con una temperatura más alta que la que tenía. perderá 0. por su altura y perpendicularidad. de las Montañas Rocosas. Hay que suponer que la nubosidad generada a partir del nivel de condensación produce precipitación. una vez ha atravesado el estrecho de Gibraltar. que suele regar con generosidad la mitad occidental de la Península Ibérica. se debe al desprendimiento de calor latente en el fenómeno de la condensación y la inexistencia . bastante frecuente en los barloventos sometidos a flujos húmedos). es decir. 15° C. a los 400 m. ya no saturado. a sotavento. El levante. y. a 200 metros de altitud.al menos en igual cuantía. 11° C. alcanza las costas orientales. con un claro efecto Föhn. 9° C. a los 600 m. en su ascenso. De esta manera. el poniente. comience a producirse condensación del vapor de agua que posee el aire que sube. en el Cantábrico. Así. a los 800 m poseerá una temperatura de 10° C y a los mil. cálido y seco.en parte . por haber sido eliminada .de evaporación del agua líquida. que «consumiría» calor. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 41 . irá ganando 1° C / 100 m.como precipitación. el aire.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA barlovento. por los efectos de canalización orográficos. próximo a los Andes argentinos. se ve forzado a ascender. 17° C. ahora. en la de barlovento. a los flujos húmedos del Pacífico. sobrepasado ese nivel culminar e iniciado el descenso por la ladera de sotavento. condensando su humedad y originando precipitación en la ladera de barlovento. el nivel altitudinal de la cima aquel en el que cesa la condensación. En España. Sea. tiene caracteres similares. Supongamos que. y los vientos de componente sur. Ese viento resultante. En este caso. y el zonda. define el llamado efecto Föhn. cordilleras que suponen imponentes obstáculos orográficos. suponiendo que no esté saturado. aunque podría ser otro cualquiera. las gotas formadas van siendo eliminadas del aire ascendente (tal evolución se denomina pseudoadiabática y es. En consecuencia. Otros vientos con un marcado efecto Föhn.5° C / l00m. Entonces. impetuoso. donde situamos la cima. y a los 200 m. al mismo nivel altitudinal. a veces. a los 400 metros tendrá 19° C y a los 600. aparte de este viento alpino. alcanzado este nivel. a menudo. 19° C. Nótese que lo que puede parecer un sorprendente calentamiento del aire por el mero hecho de atravesar un relieve montañoso. de manera que a los 800 m tendrá 11° C. a partir de los 600 m el aire. son el chinook. basta comparar las temperaturas usuales. para designar vientos de tipo Föhn. Si. que siga. en que la partícula que es separada de su nivel atmosférico realiza el movimiento vertical sin CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 42 . por tanto. en algunos países. cuando al separar verticalmente.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA En algunos lugares del Pirineo se habla del fagueño o fogony.la del nivel de comparación . la partícula de aire separada verticalmente tiende a proseguir el movimiento en el sentido en que se ha iniciado. desciende. Sea. o. una partícula de aire del nivel en que se encuentra. En las áreas nevadas. de tal manera que si la de la partícula supera la del aire ambiente. A efectos prácticos. ESTRATIFICACIÓN INESTABILIDAD DEL AIRE: ESTABILIDAD E L a tropósfera. en primer lugar. 4. alejándose del nivel de partida. denominado de estratificación neutra o indiferente. Como la variación de la temperatura de la partícula o burbuja de aire que se mueve verticalmente depende del tipo de evolución adiabática. sin volver a la posición inicial ni proseguir en su movimiento. los movimientos verticales del aire se ven dificultados.de la temperatura. que tiene en cuenta la pequeña diferencia de densidad que causa la mayor o menor humedad del aire. se van a diferenciar dos casos. es decir. seca o saturada. su flotabilidad. De este modo. los movimientos verticales del aire se ven favorecidos. tanto hacia arriba como hacia abajo. El tipo de estratificación del aire se deduce de la comparación de la temperatura de la partícula de aire en el nivel al que se lleva con la del aire ambiente en ese nivel. los movimientos verticales del aire ni son dificultados ni favorecidos. presenta una estratificación estable. En realidad. y. estos vientos provocan un rápido y peligroso deshielo. En este caso. para una presión determinada . Así. ya que la densidad del aire.4. Un tercer caso. que llegan a considerarse. es bien conocida la influencia excitante que sobre los humanos y los animales comportan estos vientos cálidos y resecos. por el contrario. tiende a volver a su posición primitiva. se trata de la temperatura llamada virtual. como factores atenuantes de culpa en ciertos delitos cometidos durante los episodios en que soplan. y si es menor. en lo penal. Por otra parte. es aquel en el que la partícula de aire separada verticalmente de su nivel de partida queda en la nueva posición a la que se lleva. depende. asciende. y se dice comúnmente que hay estabilidad atmosférica. mejor. una de sus capas. hay estratificación inestable o inestabilidad atmosférica. una evolución adiabática seca. En resumen. es también más densa. cierto gradiente térmico vertical en estudiado (α). luego. y volverá al nivel de partida de los 500 m. por lo que. Llegará allí con 16° C. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 43 . desde los 300 a los 900 metros. donde el aire tiene una temperatura de 15° C. Supóngase que tomamos una burbuja de aire del nivel de los 500 m. las temperaturas que figuran en la columna vertical derecha. es decir.los restantes se hacen de un modo similar -. En este temperatura a razón de 1° C / 100 m (γ). del aire será: caso. subirá hasta el nivel de partida. Lo mismo se dará más arriba. una evolución adiabática saturada. Vamos a explicar el primero . la estratificación del aire será: ⇒ estable. al ser más caliente y ligera. de 14. porque allí tendrá 19° C. los movimientos verticales del aire se ven dificultados: se trata de una estratificación estable. Si la forzamos a ascender a los 700 m. donde llegará con 14° C.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA condensar su vapor de agua. si α > γ ⇒ neutra. ahora. para reforzar la comprensión de este tema. Un sondeo ha suministrado para los niveles altitudinales que se indican. En este caso. hasta los 400 m. que determinan los sondeos.7°C/100m < γ. frente a 19. igualmente descenderá. si α = γ Sea.5° C /l00m (γ').7° C. Forcemos el ascenso de la burbuja hasta los 600 m. si α < γ ⇒ inestable. A la misma conclusión se llega.3° C. si α > γ’ ⇒ neutra. Algo similar se producirá si la burbuja es llevada hasta los 900 m. de inmediato. si α < γ’ ⇒ inestable.6° C del aire ambiente. dado un el estrato aéreo la estratificación ⇒ estable. en que la partícula o burbuja de aire que es separada de su nivel atmosférico realiza el movimiento vertical condensando su vapor de agua. variará su Pues bien. Esta temperatura de la burbuja es inferior a la del aire que la rodea. al ser más fría. variará su temperatura a razón de 0. Pues bien. Veamos qué ocurre si la burbuja es forzada a bajar. temperatura superior a 15. que es la del aire de ese nivel. teniendo en cuenta que el gradiente térmico vertical del ejemplo es U = 0. si α = γ’ En las figuras adjuntas se representan los ascensos y descensos de una burbuja de aire en diferentes casos de estratificación y de evolución adiabática. 2. una vez separadas de su nivel de origen. Se supone una burbuja de aire forzada a ascender y descender desde el nivel de partida de los 500 m las temperaturas del aire de los diferentes niveles altitudinales considerados figuran a la derecha de las burbujas y las de éstas en su interior.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA FIGURA 3. Las flechas de la derecha señalan la tendencia del movimiento vertical de las burbujas. Cuatro ejemplos de estratificación atmosférica. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 44 . Se representan cuatro casos de estratificación del aire. a casos de inestabilidad. en unos ejes de coordenadas cartesianas. con altitud. Las primeras dibujan la llamada curva de estado. hay que precisar que el gradiente térmico vertical no tiene por qué ser constante. Por otra parte. que definen las curvas de estado. Las curvas de estado con mayor pendiente que la adiabática corresponden a casos de estabilidad y las de menor pendiente. Se añade. la adiabática seca. con frecuencia. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 45 . con la temperatura en el eje de abscisas y la altitud en el de ordenadas. Se representan las temperaturas del aire de los casos citados. mayor pendiente que la estabilidad y en caso adiabática contrario.2. al sobrepasar un cierto nivel suele producirse. estratificación estable en un cierto espesor troposférico e inestable en otro. Si ésta tiene correspondiente hay inestabilidad. dándose. con lo que hay evolución adiabática seca en una capa y saturada en otra. condensación.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA Las temperaturas de los niveles atmosféricos considerados y las de las evoluciones adiabáticas seca y saturada pueden representarse en un sistema de ejes cartesianos. a menudo. FIGURA 3. por ese motivo. en ordenadas y temperatura en abscisas. Por último. a trazos.3 Curva de estado de los casos primero y segundo de la figura 9. 4 ejemplo gráfico de cálculo de la temperatura potencial CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 38 .5. TEMPERATURA POTENCIAL L a temperatura potencial de una partícula de aire es la que alcanzaría dicha partícula llevada por vía adiabática reversible hasta un nivel con una presión atmosférica convencional. donde se da la presión de 1. se da al nivel del mar).000 m de altitud de 4°C. Se trata. respectivamente. de la temperatura que conseguiría la partícula de aire al ser expandida o comprimida adiabáticamente. con independencia del nivel altitudinal en que se encuentre. en promedio.7° C / 100 m y sea la temperatura a los 1.000 hPa (próxima a la que. por tanto. desde el nivel que ocupa . sin saturación.con una presión y temperatura determinadas. ganará 8° C. por un movimiento vertical ascendente o descendente. En la figura adjunta. Son las temperaturas que han de emplearse en la comparación de las densidades de partículas de aire situadas a diferente altura (supuesta la humedad constante). uno por cada descenso de cien FIGURA 3. al someter a la porción de aire a una evolución adiabática seca hasta los 200 m.000 hPa.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA 3. Pues bien. Tenga el estrato atmosférico considerado un gradiente térmico vertical α = 0.000 hPa (podría haber sido en otro nivel). que suele ser la de 1.hasta el de 1. Las temperaturas potenciales permiten conocer si una porción de aire tiene una temperatura alta o baja. se presenta un ejemplo que facilita la explicación del cálculo de la temperatura potencial. que tiene 15° C. Puede. se agitara y mezclara el aire.000 m. con estratificación estable. y. Tomando una burbuja de aire de los 500 m.nivel de condensación .y los 800 m. Compárese ahora con la temperatura del aire a los 200 m: 9. a partir del cual se produce este proceso. se obtendría el efecto contrario al deseado. con 4° C. porque. respectivamente. el comprendido entre los 700 m . Sean las temperaturas del espesor atmosférico considerado las que se indican en la columna de la derecha. con lo que alcanza finalmente 12. afirmarse que 4° C a los 1. la partícula de aire tomada del nivel de los 1. y alcanzará 12° C. así como si se fuerza a bajar a los 400 y a los 900 m.6° C). que dice que.2° C.5°C. entonces. Como esta temperatura es inferior a la del aire del nivel de los 600 m.000 m. sólo perderá 0. de niveles medios y altos de la tropósfera no cae. llegaría a los 900 m con 5° C. la llamada paradoja de Shaw.6° C y 4° C + 5. inicialmente no saturada y con tendencia a volver al nivel de partida. es inferior a CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 39 . No lo hace. luego ha de volver al nivel de partida. si inicia el descenso. Finalmente. Si la burbuja se lleva hasta los 800 m. Este último valor es la temperatura potencial de la porción de aire inicial. que todavía. y el nivel de condensación. en consecuencia. INESTABILIDAD CONDICIONAL E INESTABILIDAD CONVECTIVA S e habla de inestabilidad condicional cuando una partícula de aire. que es una temperatura superior a la del aire de esa altitud.6° C = 9. al recorrer el último centenar de metros. 3. en el caso analizado. y para tratar de mitigar el frío de las montañas y el calor de los llanos. y forzándola a ascender. retornará al nivel de partida. los 500 m de altitud. se enfriarían aún más las montañas y se calentaría el llano. Lo mismo ocurre si se lleva hasta los 700 m. ascendiendo. de igual manera. es una temperatura relativamente alta. que tiene 4. comienza a separarse de él una vez que ha alcanzado una altitud suficiente por causa de estar entonces afectada por una evolución adiabática húmeda.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA metros. y volvería a su posición primitiva.7° C / l00m x 800m = 5. al haber superado el nivel de condensación. la burbuja tiende a volver al nivel de partida. el nivel de partida. En el ejemplo explicado. los 700 m. si con estabilidad atmosférica. con lo que la burbuja.7° C. alcanzará los 600 m con 14° C. 0. va adquiriendo una temperatura más alta que el aire que lo rodea. Mediante la temperatura potencial se explica por qué el aire frío.6° C (ya que. aunque por poco. donde llegará con 16 y 17° C. valores que superan a los del aire ambiente correspondiente.6. esto explica.5° C. que es 14. Veámoslo con el ejemplo representado en la figura adjunta. denso. esto es. pues. Aún.y el ascenso consiguiente vigoroso con respecto a la inicial que forzó el ascenso se habla de efecto de «disparo». a partir de un cierto nivel.000 m. Por inestabilidad convectiva se entiende la causada por el aumento del gradiente térmico entre las partes inferior y FIGURA 3. igualmente. como. la denominación de estabilidad convectiva. es lo que define la inestabilidad atmosférica. que supera los 1 1.5 Ejemplo de inestabilidad superior de toda una columna de condicional aire en ascenso en la que la base se satura antes que la parte de arriba. Si α # γ' no se dará inestabilidad condicional. El caso contrario al descrito recibe. en el ascenso. con cualquier humedad del aire). a condición de que la partícula sea obligada a ascender hasta una determinada altura. A veces. pero no así en el nivel de los 900 m. a veces. cuando el relieve u otra causa obliga a ascender. con inestabilidad condicional. respectivamente.8° C de ese nivel. mientras que en el α caso γ' < < γ habrá inestabilidad. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 40 . confirman los 11.0° C del aire en ese nivel. Resumiendo lo anterior. hay una inestabilidad latente. frente a los 11. o estabilidad dependiendo de si el aire está o no saturado. caerá. la burbuja ascenderá.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA la temperatura del aire ambiente. lo que incrementará la diferencia térmica entre los extremos de la columna (y un gradiente térmico vertical alto. superior a 1°C/l00m. más lentamente que los niveles superiores. Entonces. Al saturarse la base. a donde llegará con 12° C.5° C de la burbuja a los 1. a un volumen de aire siendo la energía desatada cuantiosa . se enfriará. determinan decisivamente el tipo de estratificación atmosférica. mediante el enfriamiento de la inferior y / o el calentamiento de la superior. un aumento del gradiente térmico vertical en una capa troposférica «tiende» a inestabilizarla y una disminución. es decir. como se deduce de las desigualdades presentadas en el apartado 9. En consecuencia.5° C / 100 m. se alcanza un gradiente superior a 1º C/100 m. estabilidad. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 41 . Si los gradientes superan 1° C / 100m hay inestabilidad y si no alcanzan 0. con independencia del grado de humedad del aire. 3.7º C. El aumento se consigue mediante el calentamiento de la parte inferior de la capa y / o el enfriamiento de la superior y la disminución. Al ascender la columna y saturarse su base antes que su parte superior. CAMBIOS EN LA ESTABILIDAD ATMOSFÉRICA L os gradientes térmicos verticales. la diferencia térmica entre ambos extremos pasa de 2.7º C a 9. que varían bastante en el espacio y en el tiempo.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA FIGURA 3. para un mismo espesor de 900 m.7.4. a estabilizarla.6 Ejemplo de inestabilidad convectiva. en la que se representan las curvas de estado y las de puntos de rocío. Hay que distinguir cuatro tipos distintos de inversión térmica: de tierra por subsidencia por turbulencia frontal. produciéndose nieblas. ayuda a caracterizarlas y distinguirlas. 3. esto es. El movimiento vertical de capas enteras. Una advección diferencial. absorben radiación terrestre por su base e irradian desde sus cimas). INVERSIONES TÉRMICAS S e dice que existe inversión térmica cuando la temperatura aumenta con la altitud en un determinado estrato atmosférico. las curvas de estado y de puntos de rocío muchas veces prácticamente coinciden.8. la saturación del aire. 2. Un enfriamiento por radiación en la parte alta (en el caso de las nubes. advecciones de diferentes características térmicas en dos niveles altitudinales. Una inversión de tierra se origina por el enfriamiento del aire que hay en contacto con el suelo por una intensa pérdida radiativa de éste.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA En la tropósfera hay cuatro procedimientos que originan lo anteriormente descrito: 1. es decir. aunque es posible sospechar su existencia por la presencia de ciertas formas nubosas y nieblas o hasta constatarla en tierra con los registros térmicos de observatorios situados a diferente altitud. La expresión inversión térmica alude al hecho de que esa situación supone la inversión de lo que es normal en la tropósfera. que puede conllevar una inestabilidad o estabilidad convectivas. 4. sea ascendente o de descenso. una disminución de la temperatura con la altura. y aumentan su valor con la CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 42 . a menudo. despejadas y con viento en calma. Los sondeos de la atmósfera detectan fácilmente las inversiones térmicas. El enfriamiento conlleva. como los que le ocurren al aire que se desplaza sobre una superficie más caliente o fría que él o al que se encuentra sobre una superficie con una ganancia o pérdida radiativa. por este motivo. especialmente en noches invernales. La figura adjunta. El calentamiento o enfriamiento por una superficie. 3. de la curva de estado. la inversión frontal. Las curvas de estado se presentan con línea continua y las de puntos de rocío. siendo la forma de las curvas de estado y de puntos de rocío parecida a las de la inversión por subsidencia. cuando se da. Eso refleja. o subsidente. de las capas de aire en el seno de un anticiclón. en uno o más grados. se registra a 1. en una estrecha capa pegada al suelo. coincide con el de la capa de inversión. a trazos. sólo afecta a un limitadísimo espesor aéreo. de un modo convencional. CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 43 .7 Curvas de estado y de punto de rocío de inversiones de tierra (I). aparece a cierta altura y con las curvas de estado y de puntos de rocío marcando. con ausencia de condensaciones. por subsidencia (II). al bajar. La inversión por subsidencia se produce con el movimiento descendente. La inversión por turbulencia se origina cuando en una atmósfera con estratificación estable la turbulencia hace descender aire de las capas altas y ascender el de las bajas. una inversión térmica de tierra. Por último. típicas. se calienta y reseca.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA altura. La aproximación de ambas delata el aire cercano a la saturación. El límite superior de la niebla. El aire. un incremento simultáneo en el estrato con inversión. FIGURA 3. muy próximas hay nubosidad -. por lo que la curva de puntos de rocío se aleja. al margen de los «contagios» radiativos de los termómetros de fuera de la casilla. Es muy frecuente de noche y madrugada que la temperatura al nivel del suelo o a pocos centímetros sobre él sea inferior.5 m de altura en la casilla meteorológica. en el estrato con inversión. a partir del cual la temperatura desciende con la altura y la humedad relativa disminuye. y frontal (III). que. a veces. que está a una cierta altura. que es la que corresponde a un frente. a la que. definidos por la curva de estado (línea continua a la izquierda) y como referencia. la adiabática (línea de trazos. Los gradientes térmicos verticales se expresan gráficamente mediante la curva de estado con la referencia de la adiabática seca. también a la izquierda) CAPÍTULO 3: ESTABILIDAD E INESTABILIDAD ATMOSFÉRICA 44 . Se han elegido cinco casos modélicos. el penúltimo de los cuales constituye una situación de contaminación atmosférica peligrosa. EFECTO DEL GRADIENTE DIFUSIÓN DEL HUMO TÉRMICO VERTICAL EN LA C omo complemento a los conceptos desarrollados a lo largo de este tema. Se representan las formas de características de los penachos de humo en cinco casos de estratificación del aire. dada la difusión hacia el suelo de las emisiones.9.8 Formas de los penachos de humo según la estratificación del aire. en la figura adjunta se presentan los efectos visibles que provocan diferentes gradientes térmicos verticales en los penachos de humo.NOCIONES GENERALES DE ENERGÍA EÓLICA 3. FIGURA 3.