Miguel Villarubia López - Ingeniería de la energía eólica

2.2. Gradiente térmico vertical. Capas atmosféricas

La temperatura del aire varía con la altura. Se define el gradiente térmico (dT/dz), como la variación de la temperatura (T) del aire con la altura (z). La atmósfera se divide verticalmente en capas según el gradiente de temperatura. Se distinguen tres grandes zonas, según se muestra en la figura 2.1:

a) Homosfera o baja atmósfera : hasta una altura de 80 a 100 km. La composición del aire es prácticamente constante. A su vez se subdivide en tres capas:

Troposfera: es la zona inferior de la atmósfera, donde se desarrollan los fenómenos meteorológicos. Contiene aproximadamente el 80% de la masa atmosférica. La temperatura disminuye con la altura según un gradiente medio de 6,5ºC/km. Sin embargo, el perfil de temperatura es muy variable en función del tiempo y del lugar. La parte superior de esta región se denomina tropopausa y separa la troposfera de la estratosfera. Su altura es variable (de 6 a 8 km en los polos y de 16 a 18 km en el ecuador).

Estratosfera: la temperatura aumenta con la altura (inversión térmica) lo que ocasiona una gran estabilidad pues los movimientos verticales se ven frenados por esta inversión de temperatura. Los principales intercambios energéticos son de tipo radiativo y en esta capa se produce la absorción de la radiación ultravioleta por el ozono (a una altura de 8 a 30 km). El límite superior de la estratosfera se denomina estratopausa y está a unos 50 km de altura.

Mesosfera: en esta capa vuelve a disminuir la temperatura con la altura hasta unos 80 a 90 km, donde la temperatura alcanza sus valores menores (alrededor de - 90ºC) en la región conocida como mesopausa.

b) Heterosfera : se inicia a una altura de 90 a 100 km. Atmósfera muy enrarecida de baja densidad y composición variable debido a las reacciones químicas y a la difusión de los gases por efecto de la gravedad. La heterosfera comprende:

Termosfera: la temperatura vuelve a aumentar con la altura, hasta valores entre 500 y 2.000 K en su parte superior, según el nivel de actividad solar. El aire está muy enrarecido. El límite superior de la termosfera es la termopausa cuya altura varía entre 200 y 500 km, según la actividad solar.

Metasfera: para alturas superiores a los 500 km la termosfera recibe el nombre de magnetosfera ya que el movimiento de las partículas viene condicionado por el campo magnético terrestre.

c) Exosfera : Constituye la zona más alejada de la atmósfera. El gas está muy enrarecido, con muy baja densidad. Las partículas están ionizadas. El conjunto formado por la heterosfera y la exosfera se conoce también como alta atmósfera.

Figura 2.1. Estructura vertical de la atmósfera terrestre.

El perfil vertical de temperaturas en función de la altura se muestra en la figura 2.2.

Figura 2.2. Perfil vertical de temperatura de la atmósfera estándar.

Algunas zonas de la atmósfera de especial interés son:

Ionosfera: es una región comprendida entre 60 y 600 km de altura en la que los componentes del aire están muy ionizados debido a la acción de los rayos UV de onda corta, los rayos X y la radiación cósmica. Esta región juega un papel muy importante en la transmisión de las ondas de radio.

Ozonosfera: situada en la estratosfera, entre unos 15 y 40 km de altura, esta región presenta una elevada concentración de ozono, cuya propiedad absorbente de la radiación UV evita la llegada de la mayoría de la misma a la superficie terrestre, actuando como un escudo protector frente a dicha radiación.

La tabla 2.3 muestra la clasificación de las distintas capas atmosféricas según el gradiente térmico vertical.

Tabla 2.3. Estructura atmosférica según el gradiente térmico.

2.3. La atmósfera estándar

Como referencia, se define una atmósfera estándar según se indica en la tabla 2.4.

Ejemplo 2.2

Calcular la temperatura y la presión del aire a una altura de 1.000 m

Solución

Utilizando las expresiones de la tabla 2.4, para una altura z = 1.000 m se tiene:

2.4. Estabilidad de la atmósfera

Un proceso en el que no hay intercambio de calor con el medio que lo rodea se conoce como proceso adiabático. En la atmósfera, la relación entre el perfil de temperaturas correspondiente a una elevación adiabática del aire y el perfil real de temperaturas define la estabilidad vertical de la atmósfera.

En energía eólica, la troposfera es la capa de mayor interés. En la misma, el perfil de temperaturas para la estratificación adiabática presenta un gradiente térmico teórico para el aire seco igual a -9,8ºC/km. En la práctica, la atmósfera real y la presencia de vapor de agua reducen este gradiente a -6,8ºC/km.

El calentamiento y enfriamiento del suelo por la radiación solar, junto con la mezcla de masas de aire de diversa procedencia, ocasiona la variación de la temperatura del aire con la altura. Esta variación condiciona los movimientos verticales del aire. La atmósfera se considera estable cuando se inhiben los movimientos verticales, en caso contrario la inestabilidad los facilita. Una atmósfera neutra es indiferente a estos movimientos. Cuando una masa de aire asciende se pueden distinguir tres casos:

Atmósfera neutra: el perfil vertical de temperatura es tal que a medida que se asciende, una atmósfera neutra presenta la misma temperatura que tendría si la elevación se realizase de forma adiabática. El perfil adiabático de temperaturas coincide con el perfil real de temperaturas de la atmósfera neutra.

Atmósfera estable: el perfil vertical de temperatura es tal que a medida que se asciende, la atmósfera estable tiene una temperatura mayor que la que tendría si la elevación fuese adiabática. El perfil real de temperaturas presenta una pendiente mayor que el adiabático del aire seco (figura 2.3), de tal forma que si una partícula de aire situada en el punto A ascendiera, su temperatura adiabática sería menor que la temperatura real del aire de su entorno por lo que la partícula tendería a descender, inhibiéndose los movimientos verticales.