Tesis yasna lisette schifferli salazar

UNIVERSIDAD AUSTRAL DE CHILE.
FACULTAD DE CIENCIAS DE LA INGENIERÍA.
"INFRASONIDO APLICADO A LA ASTRONOMÍA: DETECCIÓN Y ESTUDIO DE METEOROS, BÓLIDOS Y AURORAS, Y UNA VENTANA HACIA EL UNIVERSO."
Tesis presentada para optar al grado académico de
Licenciado en Acústica y al título profesional de
Ingeniero Civil Acústico.
Yasna Schifferli Salazar.
Chile.
2011.

I
ÍNDICE DE CONTENIDOS.
RESUMEN. IV
ABSTRACT. V
CAPÍTULO 1: INTRODUCCIÓN. 1
CAPÍTULO 2: OBJETIVOS. 3
2.1. OBJETIVO GENERAL. 3
2.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS. 3
CAPÍTULO 3: MATERIALES Y MÉTODOS. 4
CAPÍTULO 4: PROPAGACIÓN DEL INFRASONIDO EN LA ATMÓSFERA TERRESTRE. 5
4.1. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LA ATMÓSFERA. 5
4.1.1 ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA. 5
4.1.2. CIRCULACIÓN DEL AIRE. 9
4.1.2.1. FLOTABILIDAD (BUOYANCY). 12
4.1.2.2. ESTABILIDAD DE LA ATMÓSFERA. 13
4.1.2.2.1. LA LEY DEL GAS IDEAL. 14
4.1.2.2.2. APLICACIÓN DE LA LEY DEL GAS IDEAL. 14
4.1.2.2.3. GRADIENTE ADIABÁTICO DE TEMPERATURA
(ADIABATIC LAPSE RATE). 15
4.1.2.2.4. TIPOS DE GRADIENTES ADIABÁTICOS DE TEMPERATURA. 15
4.1.2.2.5. PARÁMETROS QUE DETERMINAN LA ESTABILIDAD DE LA ATMÓSFERA. 16
4.2. CARACTERÍSTICAS DEL INFRASONIDO EN LA ATMÓSFERA. 17
4.2.1. LA ATMÓSFERA COMO MEDIO DE PROPAGACIÓN. 17
4.2.2. PROPAGACIÓN DEL INFRASONIDO EN LA ATMÓSFERA. 17
4.3. ALGUNOS TIPOS DE ONDAS INFRASÓNICAS EN LA
ATMÓSFERA. 21
4.3.1. ONDAS ACÚSTICAS O SONORAS. 24
4.3.2. ONDAS DE GRAVEDAD. 24
4.3.2.1. ONDAS DE GRAVEDAD INTERNAS. 25
4.3.2.1.1. PERÍODO DE FLOTACIÓN (BUOYANCY PERIOD). 26
4.3.2.1.2. DOS SUBCLASES DE ONDAS DE GRAVEDAD INTERNAS,
SEGÚN SU CONTENIDO DE FRECUENCIA: ONDAS ACÚSTICAS
DE GRAVEDAD Y ONDAS DE GRAVEDAD INERCIALES. 26
4.3.2.2. ONDAS DE GRAVEDAD EXTERNAS. 27
4.3.2.3. ONDAS TOPOGRÁFICAS. 28
4.3.3. ONDAS DE LAMB. 29
CAPÍTULO 5: CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LAS FUENTES DE INFRASONIDOS NATURALES. 30
5.1. LOS MICROBAROMS. 31
5.2. INFRASONIDO GENERADO EN LAS MONTAÑAS. 31

II
5.3. INFRASONIDO DE AURORAS. 31
5.4. INFRASONIDO DE FUENTES METEOROLÓGICAS,
RELÁMPAGOS Y SPRITES. 32
5.5. TERREMOTOS. 32
5.6. METEOROS. 32
5.7. SEPARACIÓN DE ICEBERGS Y GLACIARES. 32
5.8. ERUPCIONES VOLCÁNICAS. 33
CAPÍTULO 6.: DETECCIÓN DE METEOROS Y BÓLIDOS POR MEDIO DE INFRASONIDO. 34
6.1. IMPACTOS CÓSMICOS SOBRE LA TIERRA. 34
6.1.1. INTRODUCCIÓN. 34
6.1.2. DEFINICIONES: ASTEROIDES, METEOROIDES, METEOROS,
BÓLIDOS, SUPERBÓLIDOS Y COMETAS. 34
6.1.3. GRANDES IMPACTOS HISTÓRICOS. 36
6.1.4. LAS LLUVIAS DE METEOROS. 37
6.1.4.1. LA LLUVIA DE LAS PERSEIDAS. 38
6.2. INFRASONIDO DE METEOROS Y BÓLIDOS. 38
6.2.1. GENERALIDADES. 38
6.2.2. MODELACIÓN DE LA FUENTE Y RECONSTRUCCIÓN DE LA TRAYECTORIA. 40
6.3. ARREGLOS INFRASÓNICOS: EQUIPAMIENTO Y MÉTODOS
PARA LA DETECCIÓN Y CARACTERIZACIÓN DE BÓLIDOS,
METEOROS Y OTRAS FUENTES NATURALES. 41
6.3.1. INTRODUCCIÓN A LA DETECCIÓN DE BÓLIDOS Y METEOROS
A TRAVÉS DE TÉCNICAS INFRASÓNICAS. 41
6.3.2. LA RED INFRASÓNICA DEL SISTEMA INTERNACIONAL
DE MONITOREO (THE INTERNATIONAL MONITORING
SYSTEM (IMS) INFRASOUND NETWORK): ESTACIONES, ARREGLOS Y MÉTODOS DE DETECCIÓN. 45
6.3.2.1. INTRODUCCIÓN. 45
6.3.2.2. LA RED GLOBAL DE INFRASONIDO DEL IMS. 46
6.3.2.3. ESTACIONES DE MONITOREO DE INFRASONIDO. 48
6.3.2.4. SENSORES INFRASÓNICOS. 51
6.3.2.5. DISEÑO DE LOS ARREGLOS INFRASÓNICOS. 56
6.3.2.5.1. RUIDO DE FONDO. 57
6.3.2.5.2. SISTEMAS DE REDUCCIÓN DE RUIDO POR VIENTO. 63
6.3.2.6. MONITOREO DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE CON
LA RED GLOBAL DE INFRASONIDO (IMS). 81
6.3.2.6.1. PROCESAMIENTO DE ESTACIÓN. 82
6.3.2.6.2. PROCESAMIENTO DE RED. 93
6.3.2.6.3. PROCESAMIENTO INTERACTIVO. 99
CAPÍTULO 7: INFRASONIDO DE AURORAS. 104
7.1. LAS AURORAS. 104

III
7.1.1. ELECTROCHORROS AURORALES. 109
7.2. DETECCIONES DE INFRASONIDO GENERADO POR
AURORAS. 110
7.2.1. INTRODUCCIÓN. 110
7.2.2. EVENTOS INFRASÓNICOS AURORALES DE LAS AIW
Y LAS PAIW. 112
7.2.2.1. ONDAS ARQUEADAS AIW DE MOVIMIENTOS
SUPERSÓNICOS EN ARCO DE ELECTROCHORROS
AURORALES. 112
7.2.2.2. SEÑALES INFRASÓNICAS PAIW DE ALTA VELOCIDAD
DE TRAZA. 118
CAPÍTULO 8: INFRASONIDO DE AGUJEROS NEGROS Y OTRAS
FUENTES CÓSMICAS. 122
8.1. LOS AGUJEROS NEGROS. 122
8.2. INFRASONIDO GENERADO POR AGUJEROS NEGROS. 126
8.2.1. LA ANTENA ESPACIAL DE INTERFERÓMETRO LÁSER
(THE LASER INTERFEROMETER SPACE ANTENNA, LISA) 131
8.2.1.1. LAS ONDAS GRAVITACIONALES. 131
8.2.1.2. LA ANTENA ESPACIAL DE INTERFERÓMETRO
LÁSER (LISA). 131
8.3. LA MISIÓN SONDA ANISOTRÓPICA DE MICROONDAS
WILKINSON (WILKINSON MICROWAVE ANISOTROPY
PROBE, WMAP). 133
8.3.1. EL BIG BANG. 133
8.3.2. EL UNIVERSO TEMPRANO Y SU EVOLUCIÓN. 134
8.3.3. LA MISIÓN SONDA ANISOTRÓPICA DE MICROONDAS
WILKINSON (WMAP). 135
8.3.3.1. EL ESPECTRO DE FLUCTUACIÓN DEL FONDO DE
MICROONDAS. 137
8.3.3.2. EL ANALIZADOR DE ESPECTROS DE ENERGÍA DE LA
RADIACIÓN DE FONDO CÓSMICO DE MICROONDAS
(CMB POWER SPECTRUM ANALYZER). 139
COMENTARIOS FINALES. 141
CONCLUSIONES. 143
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS. 146
ANEXOS 162
ANEXO I: CORRELACIÓN CRUZADA DE SEÑALES. 162
ANEXO II: ALGUNOS ARREGLOS INFRASÓNICOS. 163

IV
RESUMEN.
El presente trabajo de Tesis tiene por finalidad realizar una vasta investigación acerca de los últimos avances científicos y tecnológicos, a nivel mundial, en materia de infrasonido aplicado al estudio de fenómenos naturales atmosféricos y espaciales, dando especial énfasis a los meteoros y bólidos.
La importancia de esta Tesis radica fundamentalmente en la escasez de información y estudios realizados, a nivel nacional, en estas áreas de la Acústica y la Astronomía.
Por otra parte, las señales de las ondas infrasónicas presentan muy poca atenuación en la atmósfera (del orden de 2x10-5 a 10-7 dB/km), lográndose detectar eficaz y eficientemente señales de ráfagas generadas por bólidos mediante las técnicas y las tecnologías actuales de infrasonido, con las que es posible identificar explosiones kilotónicas a distancias de entre 2.000 y 3.000 km con cobertura global de explosiones megatónicas. La geolocalización de la fuente de explosión es el resultado de la intersección de las señales infrasónicas del bólido obtenidas en más de una estación infrasónica, pudiéndose relacionar, además, los períodos de dichas señales con la fuente de energía de la bola de fuego producida por la explosión.
Las Auroras constituyen otros fenómenos que son detectados a través de arreglos infrasónicos. En los últimos 35 años, han sido detectados episodios de ondas infrasónicas con frecuencias en el rango desde 0,015 a 0,10 Hz, formando trenes de ondas altamente coherentes y de larga duración con velocidades de traza muy elevadas en los arreglos infrasónicos de Alaska, Canadá, Suecia y la Antártica, todos localizados a latitudes altas. Tales episodios infrasónicos están relacionados frecuente y directamente con períodos de actividad geomagnética y auroras.
En otro ámbito de la Acústica y la Astronomía, las ondas infrasónicas recientemente descubiertas son las generadas en las profundidades del espacio sideral y corresponden a los sonidos de más baja frecuencia encontrados, hasta ahora, en el universo. Las fuentes de infrasonido cósmico se cree que provienen de agujeros negros, ubicados a distancias de millones de años luz de la Tierra. Dicho infrasonido, el cual podría ser la clave para la comprensión de la formación de las galaxias, está caracterizado por una frecuencia que puede extenderse hasta menos de 10-5 Hz. Los agujeros negros no serían los únicos generadores de infrasonido en el cosmos. Se ha desarrollado un software de simulación de los sonidos producidos en los comienzos del universo con los datos obtenidos por los científicos de la misión espacial Sonda Anisotrópica de Microondas Wilkinson (Wilkinson Microwave Anisotropy Probe, WMAP). Además, la misión Antena Espacial de Interferómetro Láser (Laser Interferometer Space Antenna, LISA) podría detectar ondas acústicas gravitacionales de muy baja frecuencia producidas por distintas fuentes en el espacio.

V
ABSTRACT.
The present Thesis Work aims at carrying out a wide research, at a global scale, related to recent scientific-technological infrasound progresses applied to naturally occurring atmospheric and space phenomena, specially, meteors and bolides.
The importance of this Thesis Work is primarily the lack of information and studies done, at a national scale, on these fields of Acoustics and Astronomy.
Moreover, infrasonic signals present a very low attenuation in the atmosphere (ranging from 2x10-5 to 10-7 dB/km). Thus, effective and efficient bolide-generated signal trail detection is possible, by using current available infrasound techniques and technologies, with which it is possible to identify kiloton explosions in the range from 2.000 to 3.000 km, with global coverage of megaton explosions. The geolocalization of the explosion source is the result of bolide infrasonic signals intersection detected in more than one infrasound stations. Furthermore, it is possible to relate the periods of such signals with the energy source of the fireball produced by the explosion.
Auroras are other phenomena that are detected by infrasound arrays. In the last 35 years, highly coherent and long-duration infrasonic wave trains episodes, with frequencies ranging from 0,015 to 0,10 Hz, and with very high trace velocities have been detected at high latitudes by infrasonic arrays in Alaska, Canada, Sweden and Antarctica. Such infrasonic episodes are frequently directly related with high geomagnetic activity periods and auroras.
In other field of Acoustics and Astronomy, the infrasonic waves recently found are those generated in the depths of the sideral space and are the lowest frequency sounds ever detected in the universe. The sources of cosmic infrasound are thought to be black holes, located at distances of millions light-years from the Earth. Such infrasound, which could be the clue for galaxy formation understanding, is characterized by a frequency that can extend below 10-5 Hz. Black holes would not be the only cosmic infrasound generators. It has been developed an early-universe sound simulation software by using the data obtained by the Wilkinson Microwave Anisotropy Probe (WMAP) mission scientists. Moreover, the Laser Interferometer Space Antenna (LISA) mission would be able to detect very low frequency gravitational-acoustic waves produced by different sources in the space.

1
CAPÍTULO 1.
INTRODUCCIÓN.
La Acústica Física estudia tanto las ondas sonoras audibles como las inaudibles para el ser humano. Las primeras corresponden a lo comúnmente se denomina “sonido”, cuyas frecuencias están contenidas en el rango desde 20 a 20.000 Hz, mientras que las últimas son todas las ondas con frecuencias fuera de dicho rango. Las vibraciones sonoras que poseen frecuencias sobre los 20.000 Hz reciben el nombre de ultrasonidos, cuya zona límite superior es del orden de los GHz y corresponde a los hipersonidos. Aquellas vibraciones sonoras con frecuencias situadas bajo los 20 Hz son llamadas infrasonidos.
Los ultrasonidos se caracterizan por tener pequeñas longitudes de onda y presentar alta direccionalidad y atenuación. En la naturaleza, el ultrasonido es emitido por algunos insectos, y es utilizado por los murciélagos y los delfines para la detección de obstáculos u otros objetos, y además, como un medio de orientación. La generación de ultrasonidos también puede ocurrir artificialmente mediante la producción de vibraciones en el aire a través de sirenas o silbatos ultrasónicos, utilizando transductores fabricados con materiales piezoeléctricos o magnetoestrictivos, o bien, por medio de generadores de frecuencia electrónicos. Bajo estos principios, a comienzos del siglo XX se realizaron las primeras aplicaciones prácticas del ultrasonido con el desarrollo de las técnicas de sondeo acústico. A mediados de dicho período, se empezaron a emplear las primeras técnicas ultrasónicas en la industria, inspección de materiales y medicina.
Los infrasonidos, por otra parte, están caracterizados principalmente por poseer grandes longitudes de onda, propagarse en forma adireccional y presentar muy poca atenuación, por lo que son capaces de recorrer largas distancias sin mayor alteración. Son emitidos por algunos animales como las ballenas, los elefantes y las jirafas para lograr comunicarse a través de medios vastos y muchas veces densos. Otra forma en que el infrasonido se hace presente en la naturaleza es por medio de fenómenos como avalanchas, volcanes, temblores, tornados, terremotos, olas oceánicas, tormentas, cascadas, auroras y meteoros, entre otros. Estas ondas sonoras se pueden producir también artificialmente a través de explosiones nucleares y químicas, motores, maquinaria, resonadores de Helmholtz, bocinas, booms sónicos de aviones, lanzamiento de cohetes, etc. Las longitudes de onda de los infrasonidos van desde los 17 metros (a los 20 Hz.), llegando a más de 30 kilómetros, por lo que para reflectar o refractar este tipo de ondas es necesario colocar en su trayectoria obstáculos de dimensiones dentro de dicho rango, lo que junto con la propagación adireccional de estas señales, dificulta su proceso de recepción. Es importante destacar que las amplitudes de las señales infrasónicas son afectadas por los vientos, la altitud de la fuente y los efectos de las turbulencias locales, por lo que se deben utilizar calibraciones apropiadas para lograr una estimación más exacta de la fuente de energía. Estos factores producen curvaturas en este tipo de ondas, generándose diferencias de fases y modos infrasónicos. Este hecho explica cómo las ondas infrasónicas son capaces de viajar a través de enormes distancias, manteniéndose a una altura relativamente constante con respecto a la superficie terrestre. El infrasonido viaja a la velocidad del sonido en el aire, es

2
decir, a 343 m/s a 20ºC. Esta velocidad aumenta con la temperatura y en la dirección del viento, debido a la advección (desplazamiento de una masa de aire, afectando el transporte de calor y humedad) y vice versa. Además, esta velocidad depende del tipo de gas, es decir, la propiedad fundamental del material, lo que también es válido para líquidos y sólidos. Las ondas infrasónicas que viajan en la atmósfera a velocidades por debajo de la del sonido son las ondas de gravedad, y comúnmente se propagan a la velocidad del viento (1-10 m/s). Cuando un objeto viaja más rápidamente que la velocidad del sonido, se generan las llamadas ondas de choque, las que no son lineales. La energía de las ondas de choque se disipa; sin embargo, una onda acústica lineal aún permanecerá, si existe energía suficiente. Las fluctuaciones de presión de las ondas sonoras son, en general, pequeñas con respecto a la presión ambiental. Habitualmente, las amplitudes de las señales infrasónicas van desde el orden de las centésimas a las décimas de pascales. En la actualidad, el término infrasonido se ha hecho más común, debido al establecimiento de una red de 60 arreglos infrasónicos para dar cumplimiento al Tratado de Prohibición Completa de Ensayos Nucleares (Comprehensive Nuclear-Test-Ban Treaty, CTBT), y a la implementación de 20-30 arreglos adicionales para investigación científica. Los nuevos métodos de procesamiento de señales en conjunto con microbarómetros (micrófonos de baja frecuencia) de alta sensibilidad y diseños de arreglos cada vez más sofisticados permiten caracterizar en forma precisa los frentes de onda de las señales infrasónicas.

3
CAPÍTULO 2.
OBJETIVOS.
2.1. OBJETIVO GENERAL.
Esta Tesis tiene como objetivo principal la realización de una recopilación y un análisis de información acerca de las investigaciones científicas recientes y/o vigentes sobre la aplicación del infrasonido en las Ciencias de la Atmósfera y del Espacio, especialmente, en el área de la detección y el estudio de meteoros y bólidos.
Por otra parte, por medio de este trabajo de investigación se pretende elaborar un texto guía de introducción al tema mencionado, que pueda ser útil para futuras asignaturas.
2.2. OBJETIVOS ESPECÍFICOS.
• Determinar la relación entre el infrasonido y las Ciencias Atmosféricas y Espaciales.
• Dar a conocer la importancia del infrasonido para el estudio de los fenómenos atmosféricos terrestres relacionados con meteoros y bólidos.
• Determinar las tecnologías, las técnicas y los métodos utilizados en las estaciones infrasónicas alrededor del mundo para la detección y el estudio de meteoros, bólidos y auroras.
• Señalar los factores que influencian las detecciones de este tipo de eventos en las estaciones infrasónicas y las técnicas usadas para mitigar los efectos de esos factores.
• Realizar una búsqueda de información bibliográfica acerca de la magnitud de los bólidos que han sido detectados mediante técnicas infrasónicas, las distancias a las cuales estos objetos fueron identificados, y otras características y parámetros asociados con estos eventos.
• Dar a conocer algunas detecciones infrasónicas de eventos aurorales.
• Determinar la importancia del infrasonido en la Astronomía para el estudio del universo.
• Mostrar las observaciones de ondas infrasónicas de un agujero negro supermasivo en el cúmulo de galaxias de Perseo, a través del Observatorio de rayos X Chandra de la NASA.
• Dar a conocer la misión Antena Espacial de Interferómetro Láser (LISA) con la cual sería posible la detección de ondas acústicas gravitacionales de muy baja frecuencia en el espacio.
• Mostrar cómo la misión espacial Sonda Anisotrópica de Microondas Wilkinson (WMAP) ha facilitado el estudio del universo, en particular, del infrasonido cósmico del universo temprano.
• Presentar un software de simulación de los comienzos del universo diseñado en base a los registros obtenidos por los científicos de la misión WMAP.

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CAPÍTULO 3.
MATERIALES Y MÉTODOS.
Para llevar a cabo los puntos planteados en los objetivos, se realizará una investigación exhaustiva en base a publicaciones disponibles online extraídas de revistas científicas, centros de investigación, reconocidas organizaciones e instituciones educativas, etc. Se contará, además, con el apoyo de material facilitado por científicos nacionales y extranjeros, entre los cuales, se encuentran físicos, astrónomos, geólogos, ingenieros, entre otros.
Por otra parte, se estudiarán libros, así como también, trabajos de Tesis de la Universidad Austral de Chile y/u otras Universidades, que se encuentren disponibles online, con el fin de profundizar en temas fundamentales para este trabajo acerca de física, geología y astronomía, principalmente.
Se le entregará periódicamente al Profesor Patrocinante un informe con los avances del presente trabajo de Tesis junto con un resumen del siguiente estudio o procedimiento a realizar.

5
CAPÍTULO 4.
PROPAGACIÓN DEL INFRASONIDO EN LA ATMÓSFERA TERRESTRE.
Para lograr la detección de señales infrasónicas, al igual que para todas las demás ondas sonoras, se requiere tanto de una fuente que las produzca como de un medio de propagación para la energía aportada por la fuente.
El límite inferior del infrasonido corresponde al espesor de la capa atmosférica por la cual éste se propaga. Cuando las longitudes de dichas ondas son muy grandes, la gravedad actúa como parte de la fuerza restauradora sobre el desplazamiento de la masa, generándose las ondas acústicas de gravedad y las ondas de gravedad (o de flotabilidad).
A continuación, se dan a conocer las principales características de la atmósfera terrestre, medio a través del cual se propagan la mayoría de las ondas infrasónicas de interés para el presente trabajo de Tesis.
4.1. CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LA ATMÓSFERA. [52] [70] [84]
La atmósfera es una capa gaseosa que rodea un cuerpo celeste; se mueve en conjunto con éste y permite mantener sobre su superficie una temperatura relativamente constante durante el día disminuyendo, a su vez, la radiación solar y evitando su enfriamiento extremo por las noches.
En el Sistema Solar, poseen atmósfera los planetas: Venus, Tierra, Marte, Júpiter, Saturno, Urano, Neptuno y Plutón, así como también, el Sol. Mercurio y la Luna no tienen atmósfera, ya que al ser estos cuerpos de menor tamaño no ejercen la fuerza de gravedad necesaria para mantener una atmósfera en torno a ellos.
La atmósfera terrestre está compuesta por un 78% de nitrógeno y un 21% de oxígeno. El 1% restante corresponde a vapor de agua, dióxido de carbono (o anhídrido carbónico), ozono, aragón, neón, helio, criptón, xenón, e hidrógeno.
4.1.1. Estructura de la atmósfera. [1] [15] [25] [26] [28] [30] [32] [33] [41] [42] [50] [52] [64] [65] [66] [70] [77] [85] [89] [92] [98] [99] [102] [111] [115]
La atmósfera del planeta Tierra posee una estructura bien definida, en forma de capas esféricas concéntricas separadas unas de otras por estrechas zonas de transición y localizadas a diferentes altitudes de la superficie terrestre como se muestra en la Figura 1.

6
Figura 1. “Estructura de la atmósfera terrestre y alturas aproximadas de las principales capas esféricas concéntricas que la constituyen.”
El límite superior de la atmósfera se podría establecer a unos 1.000 km de altura con respecto al nivel del mar, zona en donde los gases ya se dispersan por el espacio. Sin embargo, más del 99% de su masa se encuentra concentrada en los primeros 40 km desde la superficie terrestre. En la atmósfera, la presión media global y la densidad decrecen aproximadamente en forma exponencial con la altitud. La presión decrece desde un valor de 105 Pa sobre la superficie terrestre a un 10% de ese valor a una altitud de 15 km, concentrándose el 90% de la masa atmosférica hasta esa altura. La densidad decrece en la misma proporción desde un valor sobre la superficie de 1,2 kg/m3. El camino libre medio de las moléculas varía proporcionalmente con el inverso de la densidad; se incrementa, de este modo, exponencialmente con la altitud desde 10-7 men la superficie a 1 m a los 100 km, en los gases inalterados. Alrededor de la mitad del vapor de agua total de la atmósfera se

7
encuentra en los primeros 5 km de altura, y dentro de ese rango, su concentración depende de factores como la región, la altitud y la estación del año. La cantidad de vapor de agua disminuye con cada aumento de altitud en la atmósfera. Los estratos atmosféricos se diferencian por su composición química, lo cual genera diversos gradientes de temperatura. La composición química de las partículas y la humedad son los responsables de dispersar y absorber las radiaciones solares en la atmósfera. Los principales gases absorbentes del espectro de radiación solar son: el vapor de agua, el ozono, el dióxido de carbono y el oxígeno.
La troposfera es la capa inferior y más densa de la atmósfera. Se le conoce también como la atmósfera inferior o como “región de las mezclas”, debido a las fuertes corrientes de aire que circulan dentro de ella. Se extiende hasta un límite de unos 10 km por sobre la superficie terrestre, variando con la latitud (8 km en los polos y 18 km en el Ecuador, aproximadamente), y con la estación del año (es más alta en verano y bastante más baja en invierno). Contiene un 80% de la masa total de la atmósfera; la mayor parte del polvo atmosférico, de los gases y de la humedad. Concentra el 99% del vapor de agua total de la atmósfera. Este porcentaje varía con la latitud, existiendo mayor concentración de vapor de agua en los trópicos que en los polos. El vapor de agua tiene gran importancia, pues regula la temperatura del aire absorbiendo, además de la energía solar, las radiaciones térmicas de la superficie terrestre. En este estrato tienen lugar todos los fenómenos meteorológicos como las nubes, lluvias y tormentas, sin embargo, algunas inclemencias pueden llegar a extenderse hasta la parte inferior de la segunda capa: la estratosfera. La temperatura disminuye con cada aumento en altura, llegando a cerca de 218 K (-55º Celsius) en el límite con el siguiente nivel. El valor de la presión atmosférica en la parte superior de la troposfera es sólo un 10% de su valor a nivel del mar. Entre la troposfera y el siguiente estrato está la tropopausa, en la que la temperatura permanece constante al incrementarse la altitud.
La estratosfera, segunda capa de la atmósfera, se extiende en el rango de 10 a 50 km de altitud desde la superficie de la Tierra, aproximadamente. Contiene niveles muy bajos de polvo y vapor de agua. Su temperatura se mantiene relativamente constante con cada aumento de altitud en su parte inferior (hasta unos 20-25 km aproximadamente). Esto se debe a la presencia de ozono, variante triatómica del oxígeno (O3), que captura y absorbe la mayor parte de la energía de las nocivas radiaciones ultravioleta (U.V.) provenientes del Sol. En la estratosfera está contenido el 90% del ozono atmosférico total. Alcanzados unos 25 km de altitud, se produce un incremento gradual de temperatura, llegando hasta alrededor de los 273 K (0º C) en su límite superior. En este lugar comienza la estratopausa, caracterizada por un decrecimiento de la temperatura, alcanzando alrededor de los 200 K (- 73º C), y que separa este estrato atmosférico del siguiente. Dado a que la temperatura aumenta en la estratosfera, ésta ejerce un efecto estabilizador de las condiciones atmosféricas, pudiendo el aire propagarse casi sólo horizontalmente, impidiendo la convección (transferencia de calor en los fluidos, ya sean líquidos o gases). Una fuerte corriente de viento fluye comúnmente de Oeste a Este entre la parte inferior de la estratosfera y la parte superior de la troposfera (tropopausa). Este flujo es conocido como corriente en chorro.

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La tercera capa de la atmósfera es la mesosfera. Junto con la estratosfera constituyen la llamada atmósfera intermedia. Se extiende desde unos 50 a 80 km de altitud. Está caracterizada por un decremento de la temperatura con la altura. En este estrato, las concentraciones de ozono y de vapor de agua son mínimas. La mesosfera contiene apenas un 0,1% de la masa total del aire. La temperatura es menor que en los niveles anteriores, dado que a mayor distancia de la Tierra la composición química del aire depende en alto grado de la altitud, y a que la atmósfera contiene gases más ligeros (de masa molecular menor), debido al efecto de la gravedad. La temperatura mínima alcanza alrededor de 183 K (-90º C) cerca de su zona límite superior, la mesopausa. La ionización y las reacciones químicas que ocurren en este estrato son de gran importancia. Dada la baja densidad del aire, tienden a formarse turbulencias y ondas atmosféricas que actúan a escalas espaciales y temporales muy grandes. En esta región, las naves espaciales que regresan a la Tierra notan la estructura de los vientos de fondo, además del freno aerodinámico. También en esta capa se observan los meteoros o estrellas fugaces, producto de la desintegración de meteoroides entre la parte inferior de la termosfera (siguiente nivel atmosférico) y la mesosfera. Además de las estrellas fugaces, se pueden observar otros fenómenos luminosos en la mesosfera. Los meteoroides aproximándose a la Tierra a gran velocidad son quemados en la atmósfera por fricción, generando óxidos de nitrógeno (NOx). Los restos meteóricos se re-condensan lentamente para formar partículas de polvo, las que actúan como núcleos de condensación para las nubes mesosféricas polares (nubes noctilucentes). La zona intermedia entre la mesosfera y la siguiente capa recibe el nombre de mesopausa y es la región que presenta las temperaturas más bajas de toda la atmósfera, llegando a casi 173 K (-100º C).
La cuarta capa corresponde a la termosfera. La localización de este estrato difiere bastante según distintos autores, pero se podría establecer aproximadamente en el rango desde unos 80 a 300 km por sobre la superficie terrestre. Desde esta capa comienza la atmósfera superior, la que está subdividida en zonas, dependiendo de su comportamiento y del número de electrones libres y otras partículas cargadas. La temperatura aumenta con la altitud en la termosfera, llegado a los 1.000-1.500 K (727-1.227º C), debido a que las radiaciones solares son absorbidas sólo por las pequeñas cantidades de oxígeno existentes, siendo los principales componentes atmosféricos el oxígeno y el nitrógeno. Las moléculas gaseosas se encuentran muy separadas entre sí en esta capa. En ella operan los transbordadores espaciales. Se le conoce también como ionosfera por la existencia de una subcapa dentro de la termosfera que contiene un gran número de iones cargados eléctricamente. Esto se debe a que las intensas radiaciones solares ultravioleta, pero sobre todo, las de los rayos X y gamma (altamente energéticos) son absorbidas por las moléculas, elevándose, así, la temperatura de los gases en cientos de grados. Durante el día, estas radiaciones aportan la energía suficiente para que una gran cantidad de electrones rompan su enlace con el núcleo molecular. El principal criterio para diferenciar la termosfera de la ionosfera es que la primera está relacionada con el perfil vertical de temperatura, mientras que la segunda se refiere a la presencia abundante de iones que hacen posible la transmisión de las ondas radiales a través de grandes distancias, reflejándolas de vuelta a la Tierra. Sin embargo, es difícil establecer los márgenes de ambos criterios, los que coinciden entre sí. Según algunos autores, la ionosfera está contenida en la termosfera, mientras que otros

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autores señalan que es la termosfera la que se encuentra dentro de la ionosfera. Lo cierto es que los rangos de ambas capas son casi coincidentes. Sin embargo, el criterio de la ionización y el de la temperatura, mencionados anteriormente, son válidos para distinguirlas. Esto es debido a que la influencia magnética solar hace variar más radicalmente las propiedades iónicas de la atmósfera con el ciclo diario que el perfil vertical de temperatura, el que se mantiene bastante estable. Es por esta razón que los límites de la ionosfera son mucho más cambiantes que los de la termosfera. El límite inferior de la ionosfera presenta grandes fluctuaciones entre el día y la noche. Durante el día, se encuentra a alrededor de los 60 km, y durante la noche, a unos 110 km. La masa de la ionosfera es inferior a un 0,1% de la masa total de la atmósfera. Las propiedades de la ionosfera se pueden ver alteradas por la acción del Sol, ya que el grado de ionización es producido directamente por éste. Consecuentemente, una actividad anómala del Sol puede afectar su capacidad de reflejar las ondas de radio terrestres, y por ende, las comunicaciones en la Tierra. Dado a la baja densidad de la ionosfera, es posible la existencia de electrones libres y de iones positivos dentro de esta capa. Es aquí en donde se produce el fenómeno luminoso de las auroras, el que ocurre generalmente en las regiones polares, en donde el campo magnético de la Tierra atrapa las partículas cargadas transportadas por el viento solar (corriente de partículas cargadas que fluyen desde el Sol a una velocidad de unos 600.000 m/s), incidiendo sobre la parte superior de la ionosfera. La ionosfera es un sistema dinámico dependiente de diversos parámetros, los que son influidos notablemente por los cambios atmosféricos, por lo que se la puede considerar como un monitor muy preciso de dichos cambios. Por ejemplo, se han realizado diversos estudios para medir variaciones en la ionosfera y poder, de este modo, predecir fenómenos como terremotos en la Tierra.
La exosfera es una región intermedia, situada entre la atmósfera terrestre y el espacio interplanetario. Su zona límite inferior, conocida como termopausa, se extiende entre unos 250 y 500 km de altitud, variando en función de la actividad solar. Su límite superior está a 10.000 km desde la superficie terrestre, aproximadamente, formando parte de la magnetosfera, en donde está presente el campo magnético de la Tierra. En este nivel, la densidad del aire es casi despreciable. Los gases se dispersan hasta que su concentración es ínfima, aproximándose a la del espacio interplanetario. Sin embargo, existe polvo cósmico en gran cantidad, el que cae sobre la Tierra. Esta es la zona de los satélites meteorológicos de órbita polar.
4.1.2. Circulación del aire. [4] [21] [37] [48] [52] [66] [88] [100] [105] [109]
El viento es el movimiento del aire en relación a la superficie de la Tierra. Está dividido en una componente Oeste-Este, llamada viento zonal, y en una componente Sur- Norte, correspondiente al viento meridional. El viento zonal está direccionado positivamente cuando sopla desde el Oeste hacia el Este, siendo llamado, de esta forma, viento oeste. El viento meridional tiene un signo positivo, si es originado en el Sur.
A causa de la fricción con la superficie terrestre, el aire es desviado desde las áreas de altas presiones hacia las zonas de bajas presiones. Sobre la superficie, el aire en una zona de altas presiones diverge del centro, circulando en el sentido de las agujas del reloj (en el

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Hemisferio Norte), desplazándose hacia una zona de bajas presiones. El aire en una zona de bajas presiones converge hacia el centro de la depresión, circulando en sentido contrario a las agujas del reloj (Hemisferio Norte). En el Hemisferio Sur, el sentido del flujo de aire es inverso al del Hemisferio Norte, alrededor de las zonas de altas y bajas presiones. En meteorología, se denomina “vaguada” o “baja” a las zonas de bajas presiones y “dorsal”, “cresta” o “cuña” a las zonas que presentan altas presiones. En el Hemisferio Norte, la dirección de los vientos en torno a una vaguada es ciclónica (hacia la izquierda). En el Hemisferio Sur, por el contrario, el flujo alrededor de dichas zonas de baja presión es hacia la derecha. La dirección de los vientos en torno a una dorsal en el Hemisferio Norte es anticiclónica (hacia la derecha). En el Hemisferio Sur, en cambio, este flujo es hacia la izquierda. El aire se mueve constantemente en forma vertical en las zonas de altas y bajas presiones. El aire en un área de altas presiones desciende, divergiendo del centro de altas presiones en la superficie, moviéndose hacia el núcleo de una zona de bajas presiones. En el centro de un área de bajas presiones, por el contrario, el movimiento del aire es ascendente; cuando alcanza la cima de la región de bajas presiones, el aire diverge y se desplaza hacia una zona de altas presiones. De acuerdo con la Ley del Gases Ideal, el aire descendente se comprime y se entibia en una zona de altas presiones, mientras que el aire ascendente se expande y se enfría en una zona de bajas presiones.
Para mantener el equilibrio global de la energía, los sistemas climáticos mezclan el aire, transfiriendo el aire tropical hacia los polos. Esto origina zonas o cinturones de altas y bajas presiones, produciéndose, de esta forma, los vientos a gran escala o generales. Se producen, así, un par de cinturones de presión en cada hemisferio, más un cinturón en común entre ambos. El cinturón de presión en común entre ambos hemisferios corresponde a una depresión o zona de baja presión cerca del Ecuador, llamada “zona de convergencia intertropical”, en donde el aire tropical de niveles altos comienza su recorrido hacia los extremos del globo. A los 30º de latitud, el aire en su recorrido desde el trópico a los polos se encuentra con un cinturón de alta presión semipermanente en cada hemisferio, por lo que desciende en esa zona. Estos cinturones de alta presión son llamados “altas subtropicales”. Existen otras celdas de circulación, ubicadas entre los 60º de latitud y los polos. En los polos, el aire frío y denso baja a la superficie, provocando un área de descenso y alta presión. A los 60º de latitud, el aire polar se encuentra con un área de baja presión en la región límite con el aire proveniente de latitudes medias. Estas zonas se denominan “bajas subpolares”.
Los vientos a gran escala junto con la fuerza de Coriolis (efecto de la rotación de la Tierra hacia el Este) provocan vientos dominantes a ciertas latitudes de cada hemisferio:
• Los vientos alisios del Noreste y del Sureste, entre el Ecuador y los 30° de latitud.
• Los vientos del Oeste, entre los 30 y 60° de latitud.
• Los vientos polares del Este, entre los 60° de latitud y los polos.
Dos zonas en la atmósfera tienen una importancia preponderante para la propagación del infrasonido en relación al viento. Primeramente, la corriente en chorro, cerca de la tropopausa, es causada por la diferencia de temperatura entre los polos y el Ecuador, en combinación con la fuerza Coriolis. Existen dos tipos de corrientes en chorro principales en cada hemisferio, ambas del Oeste: la corriente en chorro polar y la corriente

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en chorro subtropical. Estas corrientes en chorro se relacionan con los sistemas meteorológicos a través de los patrones de convergencia y divergencia horizontales del aire y los movimientos verticales asociados.
El frente polar corresponde al límite entre el aire polar y el aire de las latitudes medias. Durante el invierno, este límite se puede extender hacia el Ecuador, hasta unos 30º de latitud. En verano, éste se desplaza hacia latitudes más altas, alcanzando entre unos 50 y 60º de latitud. Los frentes invernales se caracterizan por contrastes de temperatura más acentuados que los frentes del verano. Por este motivo, las corrientes en chorro se localizan más cerca del Ecuador durante el invierno y son más intensas durante ese período. En consecuencia, la velocidad del viento zonal máxima es mucho mayor en invierno. La corriente en chorro polar es importante por varios motivos. En primer lugar, ésta es una región de máximo flujo en la tropósfera superior, siendo además una de las regiones concentradas de convergencia y divergencia de aire de niveles altos. La divergencia es favorecida en la dirección hacia abajo, en el sector polar del núcleo del chorro, así como también, hacia arriba, cerca del Ecuador. Esto significa que las regiones situadas a unos 30- 60º de latitud (dependiendo de la localización del frente) están más propensas que otras al desarrollo de ciclones extratropicales (ciclones que se originan a latitudes mayores a 30º, definidos como sistemas del tiempo a escala sinóptica (> 1.000 km) de baja presión, relacionados con frentes y gradientes horizontales de temperatura) e inclemencias del tiempo. En segundo lugar, esta corriente a que se mueve hacia de Oeste a Este, pero que serpentea con las ondas de niveles altos a menudo dirige el movimiento de grandes masas de aire de niveles más bajos. Esto se debe a la fuerte reflexión de grandes transportes de masa, asociados con las corrientes en chorro. En tercer lugar, las corrientes en chorro generan una gran cantidad de turbulencia, que puede ser peligrosa para los aviones. Por lo tanto, la identificación de los cambios en el flujo de la corriente en chorro puede ser muy útil en la predicción de grandes movimientos de masas de aire y, en consecuencia, puede anticipar las condiciones generales de la temperatura y el tiempo sobre una región determinada, facilitando, además, el vuelo de los aviones.
La segunda corriente en chorro se ubicada por encima de la zona de transición entre el aire tropical ecuatorial que se dirige al polo y el aire de latitudes medias. Este chorro subtropical se encuentra usualmente a latitudes entre los 30 y 40º. Este chorro no está caracterizado por contrastes de temperatura superficiales pronunciados, sino más bien por gradientes de temperatura relativamente marcados en la troposfera media. Por otra parte, cuando el chorro polar alcanza latitudes subtropicales, éste se puede fusionar con el chorro subtropical, formando una banda única. Este chorro subtropical, que es comúnmente más débil y se localiza a mayores altitudes que el chorro polar, está menos asociado con el movimiento de ciclones, pero provoca períodos esporádicos de convección intensa, junto con abundantes lluvias.
Una tercera corriente en chorro de alto nivel propia del Hemisferio Norte se localiza en las latitudes tropicales (a unos 15º N). Este flujo es llamado la corriente en chorro tropical del Este. Se presenta sobre regiones continentales, debido al contraste del calentamiento latitudinal sobre masas de tierras tropicales que no se encuentran en los océanos.

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El otro viento de importancia significativa para la propagación del infrasonido es la circulación media zonal en la estratósfera. Este flujo se debe principalmente al trasporte del ozono desde los trópicos hacia las latitudes medias y los polos. Este lento movimiento se conoce como la circulación de Brewer-Dobson. La mayor cantidad de ozono se encuentra en las regiones situadas a latitudes medias y altas, lejos de su origen estratosférico tropical. Existen diferencias notables en la intensidad y el comportamiento de la célula de Brewer- Dobson en ambos hemisferios terrestres. Estas diferencias se pueden observar de las características, a gran escala, de la distribución media zonal del ozono, gases, temperatura y del viento zonal en la estratosfera. La variación estacional en el calentamiento solar influencia la circulación media zonal. Las fluctuaciones estacionales en los vientos zonales medios son tan marcadas como las variaciones de temperatura en las distintas estaciones. El viento zonal medio en la estratosfera inferior está en la misma dirección de la circulación zonal estratosférica con vientos del Oeste en ambos hemisferios y chorros centrados entre los 30 y 40º de latitud. Sobre los 20 km y en la mesosfera, los vientos zonales medios son del Oeste en el hemisferio invernal y del Este en el hemisferio que se encuentra en verano. Sobre unos 85-95 km, el flujo zonal cambia su dirección. El transporte de masa zonal media debido al flujo medio actúa como una bomba de ondas orientada verticalmente, causando impactos en las condiciones meteorológicas en la troposfera. Las velocidades máximas del viento en el vórtice polar ocurren a una altitud alrededor de 60 km y son, una vez más, mayores en invierno.
Cabe destacar que las velocidades verticales del viento se encuentran en el rango 0,001-0,01 m/s, mientras que las velocidades horizontales del viento van desde 1 a 10 m/s, generalmente. La escala de tiempo resultante para el transporte vertical desde la superficie hacia la tropopausa es de alrededor de 3 meses. No obstante, tales transportes pueden ser acelerados por la influencia del fenómeno de la flotabilidad (buoyancy), como se explica a continuación.
4.1.2.1. Flotabilidad (buoyancy). [48] [84] Considérese un cuerpo de densidad r y volumen V sumergido parcial o totalmente en un fluido estratificado (medio gaseoso o líquido) de densidad r'. La presión del fluido ejercida en la parte superior del cuerpo es menor que la ejercida en la parte inferior de éste. La fuerza resultante del gradiente de presión empuja el cuerpo hacia arriba, contrarrestando la fuerza de gravedad rVg. La fuerza neta resultante sobre el cuerpo, producto de la diferencia entre la fuerza del gradiente de presión y la gravedad, es llamada flotabilidad (buoyancy). El diagrama de fuerzas para un cuerpo sumergido en un fluido estratificado queda representado en la Figura 2.

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Figura 2. “Fuerza de gravedad y fuerza resultante del gradiente de presión ejercidas sobre un cuerpo de densidad r (ρ), sumergido en un fluido estratificado de densidad r' (ρ').”
Para obtener la magnitud de la fuerza del gradiente de presión, considérese una situación en donde el cuerpo sumergido tuviese una densidad r' igual a la del fluido. En este caso, no existe fuerza neta aplicada hacia abajo o hacia arriba sobre el cuerpo; la fuerza del gradiente de presión equilibra exactamente la fuerza de gravedad r'Vg. Dado que la fuerza del gradiente presión depende sólo del volumen del cuerpo y no de su densidad, se concluye, en el caso general, que la fuerza del gradiente de presión ejercida sobre un cuerpo de volumen V está dada por r'Vg, y en consecuencia, que la fuerza de flotabilidad (hacia arriba) ejercida sobre el cuerpo es (r' - r) Vg. La expresión anterior para la fuerza resultante sobre un cuerpo sumergido en un fluido estratificado se puede representar también por medio de la ecuación (1) y es denominada, de esta forma, Fuerza de Arquímedes.
Fሬ ⃗A=zො g (mϐl−m) (1)
en donde m es la masa del cuerpo y mfl es la masa de fluido desplazado por el cuerpo.
La aceleración boyante (buoyant acceleration), gb, se define como la fuerza de flotabilidad dividida por la masa rV:
gb=ρ′−ρρ ∙ g (2)
Si el cuerpo es más liviano que el fluido en el cual está sumergido, éste es acelerado hacia arriba. En el caso contrario, el cuerpo es acelerado hacia abajo.
4.1.2.2. Estabilidad de la atmósfera. [14] [48] [67] [91] [106] La estabilidad atmosférica es la resistencia que ejerce la atmósfera al movimiento vertical del aire. En otras palabras, es el grado en que el movimiento vertical en la atmósfera es estimulado o suprimido. La estabilidad atmosférica es descrita en términos de los efectos ambientales en el movimiento vertical. Existen tres tipos de estabilidad que pueden coexistir en la atmósfera a diferentes niveles:

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• Una atmósfera inestable, que aumentará o estimulará el movimiento vertical del aire.
• Una atmósfera estable, la cual suprimirá o resistirá el movimiento vertical.
• Una atmósfera neutral, que no aumentará ni suprimirá el movimiento vertical.
En meteorología se emplea el término “parcela de aire” para describir el movimiento del aire dentro de la atmósfera inferior. Una parcela de aire se refiere a un volumen de aire bastante grande para contener un número enorme de moléculas, pero suficientemente pequeño, a su vez, para que la energía (el calor) y la masa (las moléculas de aire) sean casi constantes dentro de éste. Se asume que las parcelas de aire pueden comprimirse o expandirse, pero el aire exterior no puede mezclarse con el aire en su interior. Para la comprensión del movimiento vertical de las parcelas de aire, se requieren conocimientos acerca de lo que sucede cuando éstas ascienden y descienden a través de la atmósfera, así como también, de las propiedades de la atmósfera circundante. Los cambios de una parcela de aire que se mueve a través de la atmósfera se representan en la Ley del Gas Ideal.
4.1.2.2.1. La Ley del Gas Ideal. Esta Ley relaciona el volumen, la presión, la masa y la temperatura de una parcela de aire por medio de la siguiente ecuación:
P = (m/V) RT (3)
en donde la presión (P) es igual a la masa (m) de aire, dividida por su volumen (V), multiplicada por la constante de los gases para el aire (R) y por la temperatura (T).
4.1.2.2.2. Aplicación de la Ley del Gas Ideal. La presión atmosférica decrece rápidamente al ir aumentando la altitud en la atmósfera inferior. Así, cuando una parcela de aire asciende, la presión a su alrededor disminuye. Para equiparar dicha presión, las moléculas de aire dentro de la parcela se empujan hacia afuera, haciéndola expandirse. Esto provocará el aumento del volumen de la parcela de aire, pero el decremento de su densidad. Dado que las moléculas utilizan su propia energía en este proceso, su velocidad decrecerá, lo cual bajará la temperatura de la parcela. De este modo, una parcela de aire en ascenso siempre se expandirá y enfriará. Por el contrario, cuando una parcela de aire desciende a través de la atmósfera inferior, la presión externa aumenta. Como resultado, la parcela se comprime al juntarse sus moléculas, disminuyendo su volumen. Esto causa un incremento en la densidad de la parcela y una elevación de su temperatura por los choques de las moléculas entre sí; de esta manera, aumenta también su rapidez. Así, las parcelas de aire en descenso siempre se comprimirán y entibiarán.
En una atmósfera estable, el movimiento vertical es suprimido y la parcela de aire es devuelta a su posición original. En una atmósfera inestable, por el contrario, las parcelas que se desplazan, ya sea hacia arriba o hacia abajo, continuarán en esa dirección. Para determinar si una atmósfera es estable o inestable, se puede comparar el gradiente de temperatura ambiental (o atmosférico), -dTATM/dz, con el gradiente adiabático de temperatura, -dTA/dz. También se puede comparar el gradiente de temperatura ambiental

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con el gradiente adiabático saturado (húmedo), -dT
SAT/dz, o bien, con el gradiente adiabático seco, -dTSECO/dz. A continuación, se dan a conocer las características de los distintos tipos de gradientes de temperatura, y posteriormente, la forma en que la comparación entre sus valores determina la estabilidad o inestabilidad atmosférica.
4.1.2.2.3. Gradiente adiabático de temperatura (adiabatic lapse rate). La tasa de decrecimiento de la temperatura con la altitud (-dT/dz) es conocida como gradiente vertical de temperatura. El gradiente adiabático de temperatura (-dTA/dz) es la tasa de disminución de la temperatura de una parcela de aire que asciende adiabáticamente (la parcela no pierde ni gana calor en su movimiento vertical), asumiendo que el aire es un gas ideal, es decir, que cumple con la ecuación (3). Visto de otra forma, un gradiente adiabático de temperatura negativo indica que el aire se enfría en su movimiento vertical ascendente, mientras que un gradiente adiabático de temperatura positivo determina que el aire se entibia en dicho proceso. Sin embargo, en el mundo real, los cambios de temperatura de las parcelas de aire ascendente o descendente no se explican del todo por el proceso adiabático, ya que la atmósfera presenta continuas mezclas. Las capas de la atmósfera alternan entre gradientes verticales de temperatura negativos y positivos. En general, la tropósfera posee un gradiente vertical de temperatura negativo, y la estratósfera, un gradiente vertical de temperatura positivo. El gradiente adiabático de temperatura es un indicador eficaz de la estabilidad o inestabilidad del aire.
4.1.2.2.4. Tipos de gradientes adiabáticos de temperatura. La tasa a la cual una parcela de aire se enfría depende de su humedad relativa, de lo que se derivan tres tipos de gradientes adiabáticos de temperatura: seco, saturado (húmedo) y ambiental (atmosférico). El gradiente adiabático seco (-dTSECO/dz) es la tasa de disminución en temperatura con la altitud que experimenta una parcela de aire que no contiene humedad (aire no saturado), en condiciones adiabáticas. Esta situación es más bien una definición teórica, pues las parcelas de aire raramente contienen 0% de humedad en la atmósfera. La ecuación para el gradiente adiabático seco puede derivarse de la Ley del Gas Ideal, y entrega un valor de 9,8 K/km. El gradiente adiabático saturado o húmedo (-dTSAT/dz) es la tasa de decrecimiento de la temperatura con la altitud para una parcela de aire que contiene un 100% de humedad (aire saturado), en condiciones adiabáticas. El valor de éste cambia en función de la temperatura del aire a su alrededor, que determina la velocidad de condensación del agua. Su valor establecido para las proximidades del suelo es 4 K/km, y 6-7 K/km para la troposfera media. El valor del gradiente adiabático saturado es menor que el del gradiente adiabático seco, ya que cuando una parcela de aire saturado asciende, se produce condensación debido al enfriamiento. La condensación del vapor de agua libera calor y entibia la parcela contrarrestando, en parte, el enfriamiento. El gradiente adiabático ambiental o atmosférico (-dTATM/dz) es la tasa de cambio en la temperatura del aire que circunda una parcela y su valor es estimado en 6,5 K/km.

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4.1.2.2.5. Parámetros que determinan la estabilidad de la atmósfera. Cuando una parcela de aire se encuentra ascendiendo, la continuación de este movimiento vertical depende de cuán rápida es la tasa adiabática de enfriamiento de la parcela en relación al cambio de temperatura con la altitud en la atmósfera circundante. Considerando una atmósfera homogénea horizontalmente con un perfil de temperatura vertical TATM (z), y una parcela de aire que asciende adiabáticamente desde una posición determinada en z hasta z+dz con un perfil de temperatura vertical TA (z):
a) Si TA (z+dz) > TATM (z+dz), la parcela de aire ascendente a la altitud z+dz está más tibia que la atmósfera a su alrededor a la misma altitud, por lo que su densidad es menor que la de la atmósfera circundante. De este modo, la parcela de aire es acelerada hacia arriba por la flotabilidad, es decir, la atmósfera es inestable con respecto al movimiento vertical. Esto significa que cualquier empuje inicial ejercido sobre la parcela, hacia arriba o hacia abajo, será amplificado por la flotabilidad. Este tipo de atmósfera se denomina convectiva y los rápidos movimientos boyantes se conocen como convección.
b) Si TA (z+dz) < TATM (z+dz), entonces, la parcela de aire en ascenso es más fría y pesada que su entorno y desciende a su posición original. Como resultado, el movimiento vertical es suprimido y la atmósfera es estable con respecto al movimiento vertical.
Una forma de determinar si una atmósfera es estable o inestable, es comparando el gradiente adiabático ambiental o atmosférico, -dTATM/dz, con el gradiente adiabático de temperatura, -dTA/dz. De esta forma, -dTATM/dz > -dTA/dz define una atmósfera inestable.
Por otra parte, se tiene que cuando:
• -dTATM/dz < -dTSAT/dz: Estabilidad atmosférica absoluta.
• -dTATM/dz > -dTSECO/dz: Inestabilidad atmosférica absoluta (mezcla convectiva).
• -dTATM/dz < -dTSECO/dz: Estabilidad atmosférica estática positiva.
• -dTATM/dz < -dTSECO/dz y -dTATM/dz < 0: Estabilidad atmosférica estática negativa (inversión).
• -dTATM/dz = -dTSECO/dz: Neutralidad atmosférica.
Una inestabilidad condicional de la atmósfera ocurre cuando el gradiente adiabático ambiental está entre el gradiente adiabático saturado y el gradiente adiabático seco. En general, cuando el aire está seco la atmósfera es estable, y cuando el aire está saturado la atmósfera es inestable. Comúnmente, la atmósfera es inestable condicionalmente. En una atmósfera estable, las nubes que se forman son generalmente delgadas y planas, ya que existe poco movimiento vertical. En una atmósfera inestable, por el contrario, diversos factores pueden proveer el impulso necesario para el ascenso de una parcela de aire. Dichos factores incluyen: la convección (calentamiento desde la Tierra), la convergencia de vientos, encuentros entre frentes de distintas temperaturas y la topografía.
Se debe tener en cuenta que una atmósfera puede ser estable a algunas altitudes e inestable a otras. También hay que destacar que la estabilidad se refiere a ambos movimientos: hacia arriba y hacia abajo. Es decir, cuando una atmósfera es inestable con respecto a los movimientos ascendentes es igualmente inestable con respecto a los

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movimientos descendentes. La inestabilidad, por lo tanto, causa más bien rápidas mezclas verticales que transporte unidireccional.
4.2. CARACTERÍSTICAS DEL INFRASONIDO EN LA ATMÓSFERA.
4.2.1. La atmósfera como medio de propagación. [52]
La propagación de las ondas infrasónicas está relacionada principalmente con las estructuras del viento y la temperatura de la atmósfera, y con la composición de ésta. La velocidad efectiva del sonido queda determinada por dichos efectos en la ecuación (4).
ceff= ටγgRT+nො∙퐮 (4)
en donde la multiplicación de la razón de calores específicos con la constante del gas para el aire está representada por: γgR = 402,8 m2 s-2 K-1. La temperatura absoluta está dada por T, y nˆ · u proyecta el viento u en dirección desde la fuente al observador nˆ, a través de este producto interno. Como fue mencionado en el punto 4.1.1., en la atmósfera inferior, la temperatura (y la densidad) decrecen con la altitud bajo condiciones atmosféricas normales, producto de lo cual, el sonido se dobla hacia arriba con respecto a la horizontal. La refracción de las señales infrasónicas ocurrirá desde las regiones en donde ceff se vuelve más grande que su valor en la superficie y es dependiente de la orientación del frente de onda. Esto puede ser originado por un incremento del viento, de la temperatura o por una combinación de ambos factores. La refracción se rige por la Ley de Snell y reflectará el infrasonido de vuelta a la superficie terrestre.
La absorción del sonido en la atmósfera depende de la frecuencia y decrece conjuntamente con ésta. La absorción en un gas molecular es generada a través de dos mecanismos distintos: el efecto clásico y el de relajación. Los efectos clásicos son los que se forman por el proceso de transporte en un gas y corresponden a: difusión molecular, fricción interna y conducción del calor; los últimos dos son los más determinantes. Los efectos de relajación suceden a una compresión de la energía, la que es almacenada en los estados internos de libertad de las moléculas (traslacional y/o rotacional). Se requiere tiempo para excitar los estados internos de energía que tiene lugar durante las colisiones. Los efectos de relajación pueden ser divididos en dos componentes: la vibratoria y la rotacional.
4.2.2. Propagación del infrasonido en la atmósfera. [52] [63] [77]
Dependiendo del la estructura del viento atmosférico, las ondas infrasónicas se propagarán en diferentes direcciones entre el suelo y la tropopausa, estratopausa, y termósfera inferior. Las características principales de estas ondas, referidas como a fases, son:

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a) Las fases termosféricas corresponden a ondas infrasónicas atrapadas entre la termosfera inferior y la superficie de la Tierra. Dado al marcado gradiente de temperatura sobre los 90 km, las trayectorias termosféricas son siempre pronosticadas. Sin embargo, dado a la baja densidad de las partículas y disipación no lineal en la atmósfera superior, los retornos termosféricos son fuertemente atenuados y no serán siempre observables a grandes distancias.
b) Las ondas infrasónicas atrapadas entre el suelo y la estratopausa, referidas como a fases estratosféricas, pueden propagarse eficientemente por miles de kilómetros. Su existencia depende mayormente de la latitud y la estación, y fluctúa con el paso de tormentas y otros disturbios atmosféricos a gran escala.
c) Las fases refractadas desde la troposfera dependen fuertemente de las condiciones atmosféricas locales. Estas usualmente se propagan con una velocidad (distancia horizontal dividida por el tiempo de recorrido) próxima a la velocidad del sonido cerca del nivel del suelo (~340 m/s, sobre el nivel del mar, y ~330 m/s, a 4 km de altitud).
La Figura 3 muestra los perfiles de las temperaturas y los vientos para el verano y el inverno en De Bilt, Holanda, a 52º N, 5º E.
Figura 3. “Perfiles NRL-G2S, modelo atmosférico Suelo-a-Tierra (Ground-to-Space) del Laboratorio Naval de Investigación (Naval Research Laboratory), para el 01 de julio de 2006 (en negro) y el 01 de diciembre (en gris) a las 12 UTC en De Bilt, Holanda, a 52ºN, 5ºE.”

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La Figura 4 muestra un ejemplo de una distribución de rayos mediante el código Tau-P a través de los perfiles del verano mostrados en la Figura 3. El código Tau-P es un modelo eficiente para calcular los tiempos de viaje para ondas infrasónicas que se propagan en una atmósfera estratificada, bajo la influencia de los perfiles de la velocidad de los vientos dependientes de la altitud. Los rayos son disparados desde la fuente a una distancia y una altitud de 0 km, cada 4º desde la vertical a la horizontal. Ambas trayectorias atmosféricas, hacia el Oeste y el Este, las que son controladas por la estructura de la velocidad efectiva determinada por la ecuación (4), están dadas. El perfil de la velocidad efectiva para una propagación hacia el Oeste está dado en el recuadro izquierdo de la Figura 4, y la velocidad efectiva hacia el Este está dada al costado derecho de la misma figura.
Figura 4. “Trazado de rayos para una fuente a una distancia y una altitud de 0 km. Los rayos son disparados cada 4º desde la vertical a la horizontal en direcciones hacia el Oeste y el Este, a través de los perfiles del verano dados en la Figura 3. Las velocidades efectivas están dadas en los recuadros izquierdo y derecho; la línea vertical discontinua representa la velocidad efectiva sobre la superficie.”
En la Figura 4 se puede observar el hecho de que el infrasonido se refracta desde regiones en donde Ceff aumenta a un valor mayor que dicho valor en la superficie. Este valor de Ceff sobre la superficie está dado por la línea vertical discontinua en los recuadros izquierdo y derecho de la Figura 4. El vórtice polar está dirigido de Este a Oeste. Es por esto que las refracciones estratosféricas son pronosticadas por la energía viajando al Oeste. Las llegadas correspondientes están etiquetadas como “Is”. Una fase que experimenta dos cambios en la estratosfera es señalada como “Is2”. Algunas trayectorias termosféricas (It) también son presentadas hacia el Oeste. El vórtice polar de contrarresta resulta únicamente en llegadas

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termosféricas hacia el Este. La Figura 4 sólo representa una sección Oeste-Este, mientras que la Figura 5 exhibe los puntos “rebotados” de los rayos sobre la superficie de la Tierra en todas las direcciones. La fuente está ubicada al centro de la figura. Las llegadas estratosféricas (en naranjo) son refractadas desde altitudes de 45 a 55 km, mientras las llegadas termosféricas (en rojo) resultan de refracciones a altitudes entre 100 y 125 km. Esta imagen es sólo válida para el 01 de julio de 2006 a las 12 UTC para una C
eff a 52ºN, 5ºE, y cambiará como una función del tiempo y de la posición geográfica. Por esto, la Figura 5 ilustra, además, el desafío en el entendimiento de la propagación del infrasonido en la atmósfera.
Figura 5. “Trazado de rayos a través de la atmósfera durante el verano (de la Figura 3) en todas las direcciones. La fuente está ubicada en el centro. Los puntos de rebote de los rayos sobre la superficie de la Tierra están mostrados en función de la distancia, hasta los 600 km, y la dirección de propagación. El Norte está localizado a 0º, y el Este, a 90º. Las llegadas están etiquetadas utilizando las mismas convenciones de la Figura 4, en donde una sección atravesada de Oeste (270º) a Este (90º) fue mostrada. Las llegadas desde la estratosfera están dadas en naranjo; el rojo es usado para los rayos alterados sobre la superficie terrestre después de ser refractados en la termosfera.”

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En resumen, la propagación del infrasonido es afectada significativamente por las estructuras horizontal y vertical de los vientos, en donde las refracciones inducidas por los vientos pueden atrapar o dispersar energía acústica. Las condiciones de la temperatura y del viento, las cuales influencian fuertemente la propagación del infrasonido en la atmósfera inferior, son el producto de una inversión térmica en la troposfera y la existencia de una corriente en chorro cerca de la tropopausa. Para la atmósfera intermedia, son condiciones importantes el fuerte incremento de la temperatura dentro de la capa de ozono estratosférica y el vórtice polar. La propagación en la atmósfera superior estará controlada por el gradiente positivo de temperatura en la termosfera.
Los avances en los métodos de ecuaciones parabólicas proporcionaron recientemente una nueva herramienta para el estudio de la propagación del infrasonido atmosférico a escalas locales y regionales, utilizando especificaciones atmosféricas mejoradas. En Le Pichon et al. (2008), por ejemplo, para obtener un entendimiento físico adicional de las señales observadas en la estación I41PY del evento meteórico ocurrido el 15 de septiembre de 2007, se realizan simulaciones utilizando un ángulo amplio y un elevado número Mach (razón entre la velocidad de un objeto en movimiento y la velocidad del sonido en el aire u otro medio a través del cual el objeto se encuentra viajando) en las ecuaciones parabólicas para fuentes que irradian isotrópicamente, localizadas a diferentes altitudes. El modelo Ground-to-Space del Laboratorio Naval de Investigación Suelo-a- Tierra (NRL-G2S) incluye sets de datos atmosféricos recientes, mejorando la parametrización de la estructura vertical de la atmósfera, y la capacidad de realizar asimilaciones globales en tiempo casi real de los vientos troposféricos y estratosféricos.
4.3. ALGUNOS TIPOS DE ONDAS INFRASÓNICAS EN LA ATMÓSFERA. [11] [52] [57] [62] [81] [84] [113]
Según el contenido de frecuencia, existen, en general, tres tipos de ondas atmosféricas infrasónicas que se propagan desde la superficie terrestre hacia la atmósfera inferior, y desde ésta, hacia la atmósfera superior. Las primeras son las ondas de gravedad de más baja frecuencia. Estas son afectadas principalmente por la fuerza gravitacional o flotabilidad. Las segundas corresponden a las ondas acústicas de mayor frecuencia, influidas fundamentalmente por la fuerza de compresión. El tercer tipo corresponde a las ondas de Lamb, las que se propagan horizontalmente y se encuentran atrapadas cerca de la superficie. Las frecuencias de corte para estas ondas dependen de la estructura térmica de la atmósfera. Estos tres tipos de ondas, que cubren diferentes rangos de frecuencias, se pueden propagar simultáneamente con diferentes velocidades y amplitudes, las cuales se denominan, en conjunto, ondas acústicas de gravedad. En La Figura 6 se esquematiza el dominio de los tres tipos de ondas atmosféricas que cubren distintos rangos de frecuencia: las ondas de gravedad, las ondas acústicas y las Ondas de Lamb. La frecuencia de corte acústica, NA, es de 3,3 mHz comúnmente, y la frecuencia de empuje o Brunt-Väisälä, N, es de 2,9 mHz en la atmósfera inferior. La frecuencia de flotabilidad, de empuje, o de Brunt-

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Väisälä, N, define la flotabilidad o empuje mediante la frecuencia a la que una parcela de fluido desplazada adiabáticamente de su posición de equilibrio en forma vertical oscila en un ambiente de estabilidad en un fluido estratificado verticalmente (es decir, las características del medio cambian con la altura), debido a la fuerza de flotabilidad o empuje.
Figura 6. “Frecuencia ω versus número de onda m. NA es llamada la frecuencia de corte acústica, N la frecuencia Brunt-Väisälä, y Ωz representa la frecuencia angular de la rotación de la Tierra.”
Suponiendo el caso en que se tiene un medio fluido de densidad ρ = ρ(z) en equilibrio hidrostático (que cumple con la igualdad: dp/dz = -ρg), dentro del cual se encuentra inmersa una parcela de fluido de densidad ρ0. La presión y densidad de la parcela se asumen iguales a las del medio en donde se encuentra sumergida a una altitud determinada, z0. Pero cuando la parcela es llevada adiabáticamente hacia otro nivel, la presión y densidad de ésta diferirán de los valores de su entorno. Si la parcela es llevada verticalmente hacia arriba una distancia ξ = z - z0, a la altura z, la parcela estará afectada por dos fuerzas: la gravedad y las fuerzas de presión de la atmósfera ambiental. La fuerza resultante (por unidad de volumen) que actúa sobre la parcela será igual a -Δρg zˆ, en donde Δρ es la diferencia de densidad entre el nuevo ambiente en el cual se encuentra la parcela desplazada y la de ésta. Mientras no se cruce a través de interfaces en donde ρ sea discontinua, ρ puede ser expandida en una serie de Taylor cerca de z = z0. De esta forma, se tiene:
ρ(ξ )= ρ0+ቂdρdzቃ 0 ξ + términos de orden superior (5)

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en donde el subíndice del primer término de la ecuación anterior (ρ0) indica la evaluación en el punto z = z0. Si ξ es pequeño, se tiene:
Δρ= ቂdρdzቃ 0 ξ (6)
Igualando la densidad por la aceleración vertical sobre la parcela desplazada con la fuerza resultante (por unidad de volumen) sobre la parcela, se obtiene finalmente:
ρ d2 ξdt2= −g dρdzξ (7)
En la ecuación (7) se ha omitido el subíndice 0. Como se puede observar, esta ecuación corresponde a la ecuación de movimiento armónico simple, con solución ξ = AeiNt, en donde:
N= ± ට−gρ dρdz (8)
La ecuación (8) representa la frecuencia de Brunt-Väisälä. Cabe destacar que si dρ/dz > 0 (la diferencia de densidad se incrementa hacia arriba), N es imaginaria y la solución ya no es oscilatoria, sino que crece o decrece exponencialmente.
En la Figura 7 se muestran los rangos de frecuencias de las ondas acústicas y las ondas de gravedad.
Figura 7. “Rangos de frecuencias de las ondas acústicas y las ondas de gravedad.”

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Para ambos sistemas de la Figura 7, la amplitud se incrementa con la altitud cuando estas ondas se propagan en dirección vertical ascendente. Esto se debe a que, para mantener el flujo de energía, la amplitud debe crecer exponencialmente con la altitud z. De este modo, la amplitud se amplifica por un factor (ρ(z))−1/2 para compensar el decrecimiento con la altitud de la densidad atmosférica, ρ. El valor de este factor de amplificación es de alrededor de 104 para una propagación hasta 150 km. La disipación de energía para las ondas acústicas se torna más relevante a mayores altitudes. Esta disipación es producida por la viscosidad y la conductividad térmica. Este proceso compite con el proceso de amplificación. La amplitud de estas ondas alcanza un máximo antes de desvanecerse a altitudes cercanas a los 110 km, para ondas de períodos de 1 s, y 160 km, para ondas de períodos de 10 s. Las ondas de gravedad desencadenan inestabilidades, ya sea convectivas o de cizallamiento. Las ondas pueden ser también filtradas y disipadas por los vientos estratosféricos, si su velocidad de fase se iguala a la velocidad del viento de fondo.
A continuación, se presentan las características esenciales de los tres tipos de ondas atmosféricas que cubren distintos rangos de frecuencias, así como también, las subclases de estas ondas.
4.3.1. Ondas Acústicas o sonoras. [13] [62]
Las ondas acústicas o sonoras son ondas longitudinales que se propagan por medio de compresiones y expansiones adiabáticas alternadas en el aire, generando una distribución sinusoidal de perturbaciones de presión y velocidad. Las partículas que conforman dicha perturbación no tienen movimiento neto, sino que se mueven hacia adelante y luego hacia atrás, volviendo así a su posición original, por lo que es la perturbación la que se desplaza a la velocidad del sonido. Para las ondas acústicas, la compresión es la fuerza de restauración del movimiento oscilatorio. El aire constituye un medio no dispersivo para la propagación de este tipo de ondas, por lo que las ondas de distintas frecuencias y amplitudes se desplazan a la misma velocidad. Este medio también es lineal, es decir, diversas ondas sonoras pueden propagarse a través del mismo espacio al mismo tiempo sin interferirse mutuamente. El aire, además, es un medio homogéneo, por lo que el sonido se propaga esféricamente (en todas direcciones), generándose un campo sonoro. Estas ondas poseen frecuencias más altas que la frecuencia de corte acústica, y se propagan a la velocidad del sonido, siendo conducidas a través del canal de ondas acústicas constituido por los diferentes gradientes atmosféricos.
4.3.2. Ondas de Gravedad. [84]
La propagación de las ondas producidas en la atmósfera a causa de eventos a gran escala, ya no se rige por los mismos principios de las ondas acústicas convencionales. Los eventos de gran magnitud generan ondas de gravedad de diferentes características. Una clasificación de las ondas de gravedad se refiere a su forma de propagación. Según este concepto, las ondas de gravedad se clasifican en: ondas de gravedad internas, externas y topográficas. A continuación, se exponen las principales características de estos tres tipos de ondas de gravedad.

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4.3.2.1. Ondas de Gravedad internas. [59] [61] [62] [88] [90] [101] Las ondas de gravedad internas, también llamadas ondas de flotabilidad (buoyancy waves), pueden existir solamente cuando la atmósfera presenta una estratificación estable. Para las ondas de gravedad internas, cuando una parcela de fluido es desplazada verticalmente de su posición de equilibrio, ésta experimenta un movimiento oscilatorio, debido a la diferencia de densidad respecto al aire externo (flotabilidad). La fuerza de restauración para este tipo de ondas es la fuerza gravitacional. En un fluido limitado superior e inferiormente, como es el caso del océano, las ondas de gravedad se propagan esencialmente en un plano horizontal, ya que las que se desplazan en forma vertical son reflejadas por ambas superficies, generando ondas estacionarias. Por el contrario, en un fluido sin límite superior, como la atmósfera, las ondas de gravedad pueden propagarse tanto vertical como horizontalmente. Para las ondas que se propagan en forma vertical, la fase es una función de la altura. Las ondas de gravedad internas se propagan a una velocidad menor que la del sonido y sus velocidades de grupo y de fase vertical están en direcciones opuestas. Sus amplitudes son muy grandes y sus longitudes de onda horizontales pueden llegar a abarcar miles de kilómetros. Tienen comúnmente una longitud de onda vertical en el rango de 5 a 15 km, una velocidad de fase horizontal de hasta 80 m/s, una longitud de onda horizontal entre 10 a 200 km, y períodos desde 5 a 120 minutos. Poseen frecuencias entre la frecuencia de Coriolis y la frecuencia de Brunt-Väisälä. Existen tres subtipos de ondas de gravedad, de acuerdo a su frecuencia intrínseca ω; desde las que tienen frecuencias más bajas, cuyo límite inferior es la frecuencia de Coriolis, hasta las de frecuencias más altas, cuyo límite superior es la frecuencia de Brunt–Väisälä, se clasifican en: ondas de gravedad inerciales, ondas de gravedad y ondas acústicas de gravedad. Las ondas de gravedad internas no son significativas para movimientos a escala sinóptica, en general, pero pueden llegar a serlo en movimientos a mesoescala (del orden de los 100 km). Son generadas en la atmósfera inferior e intermedia por diversas fuentes como, por ejemplo, sistemas convectivos, flujo sobre la topografía, inestabilidades en los fluidos, y ajustes geostróficos que tienen lugar cerca de la corriente en chorro, o bien, interacciones entre ondas. Se las asocia frecuentemente con la formación de turbulencia en aire sin nubes (clean air turbulence, CAT). Estas ondas pueden ser también inducidas por ondas de tsunamis provocadas en grandes terremotos, así como también, a sotavento de sistemas montañosos. Las ondas de gravedad pueden transportar energía y momentum desde la tropósfera hacia la atmósfera intermedia y superior, siendo en algunas ocasiones responsables de grandes desequilibrios radiactivos en la atmósfera intermedia; producir turbulencia y mezclas; e influenciar la circulación media y la estructura térmica de la atmósfera intermedia. Las ondas de gravedad dispersan energía acústica dentro y fuera de conductos. Sus longitudes de onda verticales y sus amplitudes generan complejidad en las forma de ondas infrasónicas, produciendo zonas de velocidades transientes bajas. Estas ondas pueden, además, modular los sistemas de vientos. También, producen una resistencia en el frente de la corriente en choro polar, la que afecta el desarrollo de ciclones y anticiclones y, por ende, el clima en la superficie terrestre. Las ondas de gravedad afectan todas las capas de la atmósfera, en donde éstas son observadas por medio de microbarómetros, lidar (sistema de detección basado en el

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principio del radar, pero que utiliza luz láser), globos sonda, sondeo ionosférico, o satélites. Estas ondas tienen un impacto importante en la ionosfera, provocando perturbaciones de presión en ésta, pudiendo ser localizadas, de esta forma, por sistemas de detección remota.
4.3.2.1.1. Período de flotación (buoyancy period). [101] El tiempo que toma una parcela de aire para volver a su punto de partida después de ser desplazada es llamado período de flotación (buoyancy period), que corresponde al período más corto para las ondas de gravedad que pueden existir en la atmósfera. Sobre la troposfera, en donde los efectos del vapor de agua en el gradiente vertical de temperatura son despreciables, el período de flotación, τb, está dado por:
τb= 2п∙ඨ 1g൫Гd−Г ൯ T (9)
en donde Г y Гd corresponden al gradiente vertical de temperatura y al gradiente adiabático seco, respectivamente. El período de flotación es más pequeño en regiones de alta estabilidad atmosférica y se incrementa cuando la atmósfera se hace más inestable, es decir, cuando Г se aproxima a Гd en la ecuación (9). En el caso de una atmósfera muy inestable, una parcela de aire desplazada nunca retornará a su posición original y el período de flotación tenderá al infinito. En la estratósfera, la diferencia entre el gradiente vertical de temperatura y el gradiente adiabático seco es grande y el período de flotación decrece hasta cerca de 4 minutos en dicha zona. Luego, éste se incrementa en la estratopausa, debido a los cambios de signo del gradiente vertical de temperatura. En la mesosfera, el período de flotación es cercano a los 5,5 minutos, decreciendo rápidamente en la baja termosfera, dado el decremento del gradiente vertical de temperatura sobre la mesopausa.
4.3.2.1.2. Dos subclases de ondas de gravedad internas, según su contenido de frecuencia: ondas acústicas de gravedad y ondas de gravedad inerciales. [9] [19] [58] [84] [97] [116]
a) Ondas acústicas de gravedad. Para este tipo de ondas, la compresibilidad del medio y la gravedad son las fuerzas restauradoras del movimiento oscilatorio. Por esto, estas ondas tienen componentes tanto longitudinales como transversales. Este tipo de ondas pueden ser generadas por terremotos, fuentes impulsivas o explosivas en la atmósfera, impactos atmosféricos de bólidos, etc. Cuando las ondas acústicas de gravedad se propagan verticalmente, sus amplitudes son proporcionales a ρ(z) u2, en donde ρ es la densidad y u es el desplazamiento de las partículas atmosféricas. A frecuencias suficientemente bajas (< 10 mHz), la viscosidad atmosférica puede ser despreciada, incrementándose de esta manera la amplitud al aumentar la altitud, en forma inversamente proporcional a la raíz cuadrada de la densidad. Los factores de amplificación pueden alcanzar valores entre 104 y 105 a las altitudes de máxima ionización (~300–400 km).

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b) Ondas de gravedad inerciales. Durante los últimos quince años, las ondas de gravedad producidas por convección de cúmulos han llamado la atención de los científicos involucrados en el modelismo observacional y numérico. Este tipo de ondas han sido registradas mediante radiosondas, sondeos espaciales y mediciones satelitales, observándose fuertes peaks de energía ondulatoria o flujo de momentum a latitudes tropicales. Las ondas de gravedad generadas convectivamente que tienen un amplio espectro de velocidad de fase pueden propagarse hacia la mesosfera sin restricción estacional y contribuyen significativamente a los balances de momentum en la atmósfera intermedia. Diversos estudios han demostrado la relación directa entre la varianza de las ondas de gravedad y la radiación de las ondas largas que emanan de la nubosidad en verano. En tales estudios, se señala la convección de cúmulos como una fuente significativa de las ondas atmosféricas de gravedad presentes en la estratosfera. Ha sido propuesta una interpretación diferente para los peaks observados en ondas de gravedad de cortas longitudes de onda verticales a bajas latitudes, en base a la relación de dispersión de las ondas de gravedad inerciales. Las ondas de gravedad inerciales (inertia-gravity waves, inertio-gravity waves, IGWs) son oscilaciones ageostróficas forzadas por la rotación de la Tierra y la flotación. La frecuencia intrínseca para la propagación vertical de las ondas de gravedad inerciales presenta una correlación positiva con el parámetro de Coriolis. Luego, debido al menor valor del parámetro de Coriolis en las latitudes más bajas, la frecuencia intrínseca para la propagación vertical de las ondas de gravedad inerciales tiende a ser más baja en esas regiones. En consecuencia, la componente vertical de la velocidad de grupo de estas ondas suele ser más baja en las latitudes inferiores, ya que ésta decrece en conjunto con la frecuencia intrínseca. Por estos dos motivos, habrían más probabilidades de observar tales ondas de baja frecuencia en las latitudes más bajas, pues el período máximo de las ondas de gravedad es más largo en esas zonas, y las ondas se mantienen por intervalos de tiempo más prolongados en la estratosfera antes de que éstas se propaguen lejos de altitudes en las que pueden ser observadas. Las ondas de gravedad inerciales pueden modificar el clima en la superficie terrestre y propician eventos climáticos extremos. En la atmósfera intermedia, estas ondas producen, además, nubes estratosféricas polares, reducción local del ozono y nubes noctilucentes. Estas ondas son capaces de influenciar la circulación global, ya que cuando son generadas en la troposfera, pueden propagarse hacia zonas mucho más altas dentro del vórtice polar invernal con el chorro estratosférico en su centro. Una fuente importante de ondas de gravedad inerciales es la orografía. Otras fuentes de IGWs son: desequilibrios de flujo en la corriente en chorro, convección profunda, actividad frontal, etc. La comprensión detallada y descripción cuantitativa de los diferentes procesos de generación y propagación de las ondas de gravedad inerciales están aún abiertas a discusión.
4.3.2.2. Ondas de gravedad externas. [90] Las ondas de gravedad externas sólo pueden presentarse, si el fluido posee una superficie libre o si existe una discontinuidad en su densidad interna. La fuerza restauradora actúa en forma vertical, propagándose la onda a lo largo de la superficie del fluido, como se muestra en la Figura 8. La velocidad de estas

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ondas tiene dos componentes: la primera establece que el sistema ondulatorio es transportado por la corriente, y la segunda, representa los efectos gravitatorios.
Figura 8. “Ondas de gravedad en un fluido de dos capas.”
Para las ondas muy cortas o muy largas, la velocidad de fase de las ondas individuales es la misma, siendo estas ondas (casi) no dispersivas. Las ondas intermedias son dispersivas, dado que en este caso la velocidad de fase depende de la longitud de onda. Las ondas sobre la superficie del agua son un claro ejemplo de ondas de gravedad externas dispersivas.
4.3.2.3. Ondas topográficas. [90] Bajo condiciones de estabilidad estática, cuando el aire fluye sobre un patrón sinusoidal de cadenas montañosas, las parcelas de aire individuales son desplazadas alternadamente hacia arriba y hacia abajo con respecto a sus niveles de equilibrio. Por lo tanto, las parcelas experimentarán oscilaciones de flotabilidad mientras éstas se mueven a través de las cadenas montañosas. Las ondas resultantes permanecen estacionarias con respecto al suelo. En la Figura 9 se ilustra el flujo sobre cadenas montañosas, en las cuales son formadas nubes lenticulares.
Figura 9. “Flujo sobre cadenas montañosas y formación de nubes lenticulares.”

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4.3.3. Ondas de Lamb. [60] [84]
Las ondas de Lamb están caracterizadas por actuar como ondas de gravedad internas a frecuencias inferiores a la frecuencia de Brunt-Väisälä teniendo, de este modo, componentes de onda transversales, y como ondas acústicas internas a frecuencias más altas que la frecuencia de corte acústica, con componentes de onda longitudinales en este caso. Pueden desarrollarse sobre un límite inferior bien definido y se propagan en forma estrictamente horizontal. La densidad de energía de estas ondas decrece exponencialmente con la altura, sin presentar movimientos verticales. En consecuencia, la energía de estas ondas se concentra, en general, a altitudes bajo los 30 km aproximadamente. Sin embargo, bajo condiciones apropiadas, las ondas de Lamb pueden propagarse lejos de la fuente a través del tiempo. En su propagación, la energía de estas ondas se dispersa posteriormente a lo largo de la superficie terrestre, llegando comúnmente antes que la energía de otros tipos de perturbaciones asociadas con ondas acústicas de gravedad, ya que ésta se propaga en la zona de mayor velocidad termodinámica adiabática atmosférica del sonido (a la velocidad de fase acústica). Las ondas de Lamb son las ondas de mayor período detectadas por los receptores infrasónicos cuando ocurren grandes explosiones. Estas ondas se hacen notar a una distancia mucho después de que la onda de choque producida por el impulso decae.

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CAPÍTULO 5.
CARACTERÍSTICAS GENERALES DE LAS FUENTES DE INFRASONIDO NATURALES.
Las ondas infrasónicas generadas por fuentes naturales son observadas frecuentemente en todas las estaciones de monitoreo en la red global de infrasonido. La mayor parte de estas señales como los microbaroms, las señales de erupciones volcánicas en curso y el infrasonido generado por las olas en el agua son continuas por largos período de tiempo. Estas señales son normalmente consideradas como ruido de fondo desde la perspectiva de monitoreo de una explosión nuclear. Otras ondas infrasónicas como las producidas por bólidos y erupciones volcánicas explosivas son detectadas como señales de gran amplitud, corta duración y súbita aparición. La morfología de estas ondas es semejante a la de las señales originadas en una explosión nuclear en la atmósfera.
La Tabla 1 muestra una lista con los tipos más importantes de ondas infrasónicas originadas por fuentes naturales observadas comúnmente. Para cada tipo de fuente de infrasonido se especifica: rango típico de frecuencia; amplitud máxima observada, expresada en Pascales; y rango de detección máximo estimado.
Tabla 1. Algunos tipos de ondas infrasónicas generadas por fuentes naturales.
Tipo de fuente de infrasonido.
Rango de frecuencia (Hz).
Amplitud máxima observada (Pa).
Rango de detección
máximo (km).
Meteoros.
0,01--20
>10
>20.000
Infrasonido de Auroras.
0,008--20
~2
~4.000
Separación de Icebergs y Glaciares.
~0,5--8
~1
~200
Erupciones volcánicas.
0,002--20
>20
>20.000
Tormentas convectivas.
0,01--0,1
~0,5
>1.500
Terremotos
~0,005--10
~4
>10.000
Derrumbes y avalanchas.
~0,1--20
~1
~1.000
Microbaroms.
0,12--0,35
~5
~10.000
Ondas asociadas a las Montañas.
~0,007--0,1
~5
~10.000
Olas.
1--20
~0,2
~250
Relámpagos.
0,5--20
~2
~50
Tornados.
0,5--20
~0,5
~300
Tsunamis.
~0,5--2
~0,1
~1.000
Cascadas.
0,5--20
~0,2
~200

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5.1. LOS MICROBAROMS. [56]
La interacción no lineal de ondas de gran amplitud presentes sobre la superficie del océano producto de tormentas origina ondas estacionarias, las que irradian ondas infrasónicas continuas hacia la atmósfera. Las ondas microsísicas, una clase específica de ondas sísmicas, son generadas también como resultado de la existencia de ondas estacionarias sobre el océano. Por este motivo, los microbaroms son considerados como el equivalente a las ondas microsísmicas en la atmósfera. Estas ondas infrasónicas son omnipresentes, ya que se pueden encontrar generalmente en cualquier punto de la superficie terrestre en cualquier momento. Los microbaroms tienen frecuencias en el rango desde cerca de los 0,12 a 0,35 Hz, con amplitudes que pueden ir desde decenas de mPa hasta unas pocas unidades de Pa. Presentan formas casi como trenes de ondas monocromáticas con modulaciones características en amplitud de onda y pueden ser detectadas a distancias de hasta 10.000 km. La energía entrante en la baja termosfera a causa de la disipación de microbaroms propagándose en dirección ascendente es una importante fuente de calor, comparable con la entrada de energía producto de la propagación ascendente de ondas de gravedad. Por otra parte, se demostró recientemente que los microbaroms relacionados con huracanes, tifones y ciclones tropicales son formados debido a la interacción de ondas generadas por tormentas con el campo de onda ambiental alrededor de éstas. De esta forma, la fuente de microbaroms no coincide con el centro de la tormenta.
5.2. INFRASONIDO GENERADO EN LAS MONTAÑAS. [56]
Las ondas infrasónicas que se forman en las montañas son generadas por flujos de aire que circulan sobre éstas. Sin embargo, el mecanismo exacto de la fuente que las origina no está bien determinado. Las ondas orográficas son continuas, de períodos largos y amplitudes generalmente bastante pequeñas, alcanzando ocasionalmente valores sobre 1 Pa. Son capaces de propagarse a través de miles de kilómetros, extendiéndose hasta unos 10.000 km. Sus frecuencias están ubicadas en el rango 0,007-0,1 Hz aproximadamente. Este tipo de ondas infrasónicas incrementan el nivel de ruido de fondo a períodos más largos y perturban las señales registradas a grandes distancias de la fuente.
5.3. INFRASONIDO DE AURORAS. [56]
Las señales infrasónicas generadas por auroras tienden a ser continuas con cortos intervalos de mayor amplitud. Como se puede observar en la Tabla 1, el infrasonido de auroras tiene frecuencias en el rango desde unos 0,008 Hz hasta, al menos, 20 Hz y amplitudes entre unos 0,01 y 2 Pa. Estas ondas viajan frecuentemente a velocidades aparentes altas (400 a 1.000 m/s comúnmente). El registro de estas señales se realiza generalmente a grandes altitudes durante períodos de intensa actividad geomagnética, o bien, a altitudes medias durante fuertes tormentas geomagnéticas. Desde la perspectiva de

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monitoreo de explosiones nucleares, cuando se presentan episodios de infrasonido generado por las auroras, éste forma parte del ruido de fondo continuo en las estaciones de monitoreo de infrasonido.
5.4. INFRASONIDO DE FUENTES METEOROLÓGICAS, RELÁMPAGOS Y SPRITES. [3] [56]
El infrasonido con frecuencias entre 0,02 y 0,1 Hz y amplitudes de hasta unos 0,5 Pa puede ser generado por diferentes tormentas convectivas. Estas señales pueden ser detectadas a distancias por sobre los 1.500 km. El mecanismo de formación de estas ondas no está bien determinado. Otras fuentes meteorológicas de infrasonido son: microexplosiones, tornados, relámpagos y sprites (destellos de rayos gamma generados en la atmósfera terrestre, debido a intensas tormentas eléctricas y eventos en la atmósfera superior).
5.5. TERREMOTOS. [56]
El rango de frecuencia de las ondas infrasónicas generadas por terremotos corresponde al intervalo 0,005-10 Hz, como se puede observar en la Tabla 1. Las amplitudes de estas ondas fluctúan desde cerca de 0,01 Pa hasta unos pocos Pa. Terremotos de gran envergadura pueden ser detectados mediante técnicas infrasónicas a distancias de hasta 10.000 km, e incluso, superiores.
5.6. METEOROS. [56]
Los meteoros son otra fuente significativa de ondas infrasónicas, ya que se ha estimado que el promedio de la tasa de ocurrencia de explosiones de meteoros sobre la Tierra, con rendimientos efectivos de 1 kt o más, es mayor a dos veces al año. Las señales infrasónicas generadas por meteoros tienen frecuencias generalmente entre 0,01 y 20 Hz, y amplitudes en el rango desde 0,01 Pa hasta cerca de 10 Pa. Estas señales son bastante complejas, en general, y son frecuentemente observados grupos de ondas correspondientes a refracciones desde diferentes capas de la atmósfera superior. Las ondas originadas por meteoros son detectadas a distancias que superan los 20.000 km.
5.7. SEPARACIÓN DE ICEBERGS Y GLACIARES. [56]
La separación de icebergs y glaciares produce una señal de infrasonido distintiva, con frecuencias de oscilación de súbito comienzo entre los 0,5 y 8 Hz aproximadamente, y amplitudes entre 0,01 y 1 Pa.

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5.8. ERUPCIONES VOLCÁNICAS. [56]
Las erupciones volcánicas son una fuente muy importante de ondas infrasónicas. Estas señales impulsivas son similares a las señales generadas por explosiones mineras. El infrasonido volcánico se origina en la perturbación atmosférica producida por la expulsión explosiva de lava y gases desde el cráter y las descargas de alrededor del volcán en erupción. La frecuencia dominante y la amplitud de las ondas infrasónicas generadas por volcanes en erupción dependen tanto del tamaño de la explosión como de la distancia de la fuente. De este modo, grandes explosiones producirán ondas que tendrán un extenso rango de frecuencias, desde 0,002 hasta unos 20 Hz, con amplitudes de más de 100 Pa en el campo cercano (menos de 50 km), y decenas de Pascales a distancias mayores a 1.000 km. Las erupciones de este tipo pueden ser detectadas a grandes distancias, de hasta por lo menos 20.000 km. La característica impulsiva inicial de una gran explosión volcánica es generalmente seguida por un largo tren de ondas irregulares que se puede extender por períodos desde horas hasta semanas. Por otra parte, pequeñas erupciones volcánicas generarán ondas de frecuencias más altas y amplitudes menores. Existe una gran variedad en la morfología de las señales infrasónicas producidas por las erupciones volcánicas. Algunas señales, en especial aquellas relacionadas con pequeñas explosiones, son de muy corta duración. Estas señales impulsivas son semejantes a las generadas por explosiones mineras. En otros casos, las señales producidas por pequeñas erupciones volcánicas presentarán una coda que se extenderá por un largo período de tiempo.

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CAPÍTULO 6.
DETECCIÓN DE METEOROS Y BÓLIDOS POR MEDIO DE INFRASONIDO.
6.1. IMPACTOS CÓSMICOS SOBRE LA TIERRA.
6.1.1. Introducción. [25] [51] [63]
Miles de bólidos cósmicos bombardean anualmente la atmósfera terrestre, y sólo unos pocos cientos de éstos sobreviven al trayecto para impactar el suelo o el mar. Usualmente, la mayoría de los meteoroides que entran en la atmósfera terrestre sufren fragmentación antes de impactar la superficie de la Tierra, rompiendo la roca en pequeños pedazos que se depositan sobre la superficie, apenas causando daños, y aún más raramente, creando cráteres. Meteoritos de unos 23-24 cm de diámetro llegan a la Tierra alrededor de una vez al mes, con cerca de un 75% de aterrizajes en el agua. En Le Pichon et al. (2008), se presenta un evento ocurrido el 15 de septiembre de 2007, el que dejó un cráter casi circular de 13,4 × 13,6 m, en las coordenadas: 16,664° S; 69,044° O; y a 3.826 m de altitud, al sur del Lago Titicaca. La característica más destacada de esta roca es que ésta sobrevivió su entrada atmosférica sin mayor fragmentación (testigos informaron la caída de un objeto único), y con la suficiente energía cinética para crear el único cráter producto de un impacto de condrita (que representa el 85% de los meteoritos recuperados en la Tierra) observado en tiempos recientes. Enormes asteroides con el potencial de generar importantes cambios ambientales globales chocan contra la Tierra una vez cada 100.000 años, en promedio. Impactos de cometas de similar tamaño ocurren aproximadamente cada 500.000 años. Estos objetos han dejado cráteres sobre la superficie terrestre y el fondo marino en el transcurso de la historia de la Tierra. Desde 1950 hasta hoy, los científicos han identificado sobre 150 lugares de impacto, cifra que continuará creciendo, en tanto se vayan descubriendo los otros miles de impactos de los que existen evidencias.
Como fue descrito anteriormente, la mayoría de los meteoros ocurren entre la mesosfera y la parte inferior de la termosfera (desde unos 80 hasta 120 km de altitud). Sin embargo, los meteoros viajando a velocidades muy elevadas se tornan visibles por sobre estas altitudes, mientras que los meteoros lentos y brillantes penetran por debajo de este rango. A mediados del siglo XIX, fue ampliamente reconocido el origen extraterrestre de los meteoros. Antes de esa época, se pensaba que éstos eran un fenómeno puramente atmosférico.
6.1.2. Definiciones: asteroides, meteoroides, meteoros, bólidos, superbólidos y cometas. [7] [8] [24] [25] [31] [43] [51] [63] [68] [77] [78] [82] [94] [110]
Los asteroides están hechos comúnmente de rocas, aunque algunos de éstos están compuestos por metales como hierro y níquel. La mayor parte de los asteroides del Sistema Solar están presentes en el Cinturón de Asteroides, ubicado entre Marte y Júpiter. Estos

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