MONOGRAFÍA METEOROLÓGICA · EL TIEMPO SEVILLA

La inversión térmica: génesis, tipos, efectos y dispersión de contaminantes

Física, tipos, ciclo de vida y consecuencias de la capa de aire que limita la mezcla vertical

Una inversión térmica modifica el comportamiento habitual de la troposfera al disponer aire más cálido sobre otro más frío. Su estabilidad condiciona la circulación vertical, la formación de nieblas y heladas, la evolución de la capa límite y la dispersión de contaminantes. Esta monografía examina sus fundamentos, mecanismos, métodos de observación y consecuencias, con ejemplos de España y otras regiones.

Estudio técnico-divulgativo · 23 de octubre de 2026 · @Juanra

Prólogo

Una inversión térmica es una capa de la atmósfera en la que la temperatura aumenta con la altura, al revés de lo habitual. Es invisible, pero decide si el humo de una chimenea sube o se queda a ras de suelo, si una ciudad respira o se ahoga y si una helada se ceba en el fondo de un valle mientras la ladera amanece templada.

En la troposfera lo normal es que el aire se enfríe al subir, de media unos 6,5 °C por kilómetro. Bajo una inversión ocurre lo contrario: el aire de abajo es más frío y más denso que el de arriba, nada lo empuja a ascender y la capa se vuelve muy estable. Esa estabilidad funciona como una tapa: frena la mezcla vertical, encierra la humedad, el humo, el polvo y los gases, y deja que se acumulen hora tras hora.

El fenómeno está detrás de los grandes desastres de contaminación del siglo XX, como el valle del Mosa en 1930, Donora en 1948 o la Gran Niebla de Londres de 1952, con unos 4 000 muertos reconocidos en pocos días. También explica las boinas de contaminación que pueden observarse sobre Madrid, Barcelona, Milán o Ciudad de México en invierno, las nieblas persistentes de los valles y las heladas de fondo de cuenca.

Este documento cierra el ciclo iniciado con los volúmenes dedicados a la dinámica convectiva, a las nubes y a las nieblas. Si aquellos trataban de cómo el aire sube, este trata de cuándo y por qué no puede subir. Es un estudio general del fenómeno, no ligado a ningún lugar concreto, aunque se ilustra con casos de España, Europa y el resto del mundo.

Organización de la monografía

• Los capítulos 1 y 2 dan la base física: gradientes, estabilidad y cómo se mide y se reconoce una inversión.
• Los capítulos 3 a 5 describen los tipos, las condiciones que los forman y los rompen, y su encaje en el ciclo diario de la capa límite.
• El capítulo 6 es el núcleo aplicado: cómo la inversión gobierna la dispersión de humos, polvo y gases.
• Los capítulos 7 a 9 recorren episodios históricos, otros efectos (nieblas, heladas, tormentas, sonido, radio, espejismos, aviación) y el caso de España y Europa.
• El capítulo 10 se dedica a la calidad del aire y a cuánto la empeora la inversión; el 11, a la salud, la normativa y la predicción; el 12 reúne un glosario y la bibliografía.

Convenciones

CAPÍTULO 1Fundamentos: temperatura, altura y estabilidad

Una inversión es estable porque el aire frío y denso queda debajo del cálido y ligero, y nada lo empuja a subir. Para entender por qué eso detiene la mezcla hay que entender antes tres cosas: por qué el aire suele enfriarse con la altura, qué le pasa a una porción de aire que asciende y cómo se compara esa porción con el aire que la rodea. Este capítulo recorre esa física paso a paso. Cada apartado añade una imagen cotidiana para quien prefiera la idea a la ecuación.

1.1 Por qué la atmósfera es más fría arriba

La troposfera, los primeros 8 a 17 km de atmósfera, se calienta desde abajo. La radiación solar atraviesa el aire casi sin calentarlo: de cada 100 unidades de energía solar que llegan a lo alto de la atmósfera, el aire absorbe unas 23 y el suelo y los océanos unas 48. Es el suelo el que, una vez caliente, entrega ese calor al aire por contacto, por las térmicas que suben y por la radiación infrarroja que emite y que el vapor de agua y el CO₂ de las capas bajas absorben.

A ese calentamiento desde abajo se suma un segundo efecto, tan importante como el primero: la presión disminuye con la altura. Cada capa de aire soporta el peso de todo el aire que tiene encima. Ese equilibrio entre el peso y la presión se llama equilibrio hidrostático y se escribe así:

Donde p es la presión, z la altura, ρ (rho) la densidad del aire y g la aceleración de la gravedad (9,81 m/s²). La presión cae a la mitad aproximadamente cada 5,5 km. Como se verá en el apartado 1.3, el aire que sube a zonas de menor presión se expande y se enfría por el mero hecho de expandirse.

La combinación de las dos cosas, calor que entra por abajo y aire que se expande al subir, explica que la temperatura baje con la altura. Para unificar cálculos, la Organización de Aviación Civil Internacional (OACI) definió una atmósfera estándar con un descenso de 6,5 °C por kilómetro hasta los 11 km. Es la referencia con la que se calibran los altímetros de los aviones:

Es un promedio. El perfil real de un día cualquiera se aparta de él, a veces mucho: puede enfriarse más deprisa que el estándar, mantenerse constante en un tramo o, en una inversión, calentarse al subir. La tropopausa, techo de la troposfera, está a unos 8 km sobre los polos y a 16–17 km sobre el ecuador.

Valores de la tabla calculados con las ecuaciones de la atmósfera estándar OACI (ISO 2533).

1.2 El gradiente térmico vertical

El ritmo al que la temperatura cambia con la altura se llama gradiente térmico vertical (en inglés, lapse rate). Por convenio se define como el descenso de temperatura por unidad de altura:

Con este convenio, Γ (gamma) es positivo cuando el aire se enfría al subir, que es lo normal. Se expresa en °C/km o, en meteorología aplicada, en °C/100 m. Un gradiente de 6,5 °C/km equivale a 0,65 °C/100 m.

La intensidad de una inversión se mide por el salto de temperatura entre su base y su cima (ΔT) o por su gradiente (ΔT/Δz). Una inversión de +2 °C en 200 m tiene un gradiente de −10 °C/km; una de +10 °C en 200 m, de −50 °C/km, cinco veces la pendiente del aire normal, pero hacia el lado contrario. Las capas isotermas, sin cambio de temperatura, son ya muy estables y suelen tratarse como inversiones débiles.

Cerca del suelo los gradientes pueden ser extremos. En una tarde de verano, el primer metro sobre el asfalto puede estar 10 °C más caliente que el aire a 2 m, un gradiente superadiabático cientos de veces mayor que el normal: es lo que hace temblar el aire sobre las carreteras. En una madrugada de invierno, el aire a 2 m puede estar 5 °C más frío que a 10 m.

La atmósfera estándar y la adiabática seca bajan de forma regular con la altura. Las dos curvas azules se tuercen hacia la derecha en una franja: ahí está la inversión, pegada al suelo de madrugada o elevada sobre una capa de mezcla bajo un anticiclón.

1.3 Subir es enfriarse: los gradientes adiabáticos

Considérese una porción de aire del tamaño de una habitación, una burbuja o parcela, que sube sin mezclarse con el aire de alrededor. Al subir encuentra menos presión y se expande. Para expandirse empuja al aire que la rodea, y ese trabajo lo paga con su propia energía interna: se enfría. Si baja, ocurre lo contrario: el aire de alrededor la comprime y se calienta. Cuando la parcela no intercambia calor con el entorno, el proceso se llama adiabático.

Aire no saturado. El primer principio de la termodinámica para una masa de aire dice que el calor recibido se reparte entre calentarla y hacerle trabajar:

Si el proceso es adiabático (δq = 0) y la presión cambia según el equilibrio hidrostático (dp = −ρ g dz), queda c_p dT = −g dz. El ritmo de enfriamiento es una constante, el gradiente adiabático seco:

Donde c_p es el calor específico del aire seco a presión constante. Es casi 1 °C cada 100 m, y vale lo mismo en Sevilla que en el Ártico, en verano que en invierno: solo depende de la gravedad y de la composición del aire.

Aire saturado. Cuando la burbuja se enfría hasta su punto de rocío, el vapor empieza a condensarse en gotitas y libera el calor latente que absorbió al evaporarse: unos 2,5 millones de julios por kilo de agua. Ese calor compensa parte del enfriamiento, y la burbuja se enfría más despacio. Es el gradiente adiabático saturado Γs:

Donde L es el calor latente de vaporización, r_s la razón de mezcla de saturación (gramos de vapor por gramo de aire seco), R_d la constante del aire seco (287 J/(kg K)) y ε = 0,622 el cociente entre las masas moleculares del agua y del aire. Como el aire cálido admite mucho más vapor, Γs depende mucho de la temperatura: ronda 3,5 °C/km en aire saturado a 30 °C junto al mar y se acerca al adiabático seco en aire muy frío, que apenas contiene vapor.

Bajar es calentarse. La simetría tiene una consecuencia clave para este documento. Un aire que desciende 1 km sin saturación se calienta 9,8 °C por compresión. Es lo que ocurre en un anticiclón, donde el aire de capas medias baja lentamente: llega abajo más cálido y más seco que el aire que encuentra, y se queda encima formando una inversión de subsidencia (capítulo 3). Es también el motor del efecto foehn: el aire que sube por una ladera enfriándose al ritmo saturado y baja por la otra calentándose al ritmo seco llega al valle más cálido que al principio.

1.4 La prueba de la burbuja: estabilidad

El aire es estable o inestable según lo que le ocurra a una burbuja que, por cualquier motivo (una ráfaga, una colina, una térmica), se desplaza un poco hacia arriba. Se comparan dos ritmos de enfriamiento: el de la burbuja, que sube siguiendo la adiabática, y el del aire que la rodea, que es el gradiente ambiente Γ medido por el radiosondeo.

La fuerza que actúa sobre la burbuja es su flotabilidad: el empuje de Arquímedes menos su peso. Por unidad de masa vale aproximadamente:

Con las temperaturas en kelvin. Una burbuja 1 °C más cálida que su entorno a 280 K recibe una aceleración hacia arriba de unos 0,035 m/s²; parece poco, pero mantenida durante un minuto la lleva a subir a 2 m/s. Si la burbuja es más fría, la aceleración es hacia abajo.

La atmósfera media, con Γ ≈ 6,5 °C/km, está casi siempre en el caso condicional: estable para el aire seco, inestable para el saturado. Por eso las tormentas necesitan humedad: solo cuando el aire que sube se satura empieza a ganar flotabilidad. Una inversión, en cambio, es estable para cualquier burbuja, seca o saturada.

Un ejemplo numérico. Dentro de una inversión de +1 °C/100 m, una burbuja seca que sube 100 m se enfría 0,98 °C por expansión, mientras el aire de alrededor se calienta 1 °C. Al final del trayecto está casi 2 °C más fría que su entorno y cae de vuelta con una aceleración de unos 0,07 m/s². En aire normal (0,65 °C/100 m) la misma burbuja solo quedaría 0,33 °C más fría: la inversión es unas seis veces más «rígida». Por eso se dice que la inversión es una tapa: no impide que el aire se mueva en horizontal, pero castiga cualquier intento de ascenso.

1.5 La temperatura potencial

Comparar temperaturas de aire a distintas alturas engaña, porque parte de la diferencia se debe solo a la presión. Los meteorólogos la eliminan con la temperatura potencial θ (theta): la temperatura que tendría una porción de aire si se la llevase de forma adiabática seca hasta la presión de referencia de 1000 hPa.

Con T en kelvin y p en hPa. Un aire a −4,5 °C a 3 000 m (701 hPa) tiene una θ de unos 297 K, 24 °C: si bajase al nivel del mar sin mezclarse, llegaría a 24 °C. La temperatura potencial se conserva mientras la burbuja sube o baja sin saturarse ni intercambiar calor, y por eso funciona como una «etiqueta» de cada masa de aire.

Con θ la regla de estabilidad se vuelve inmediata:

La relación entre los dos gradientes es sencilla:

En la atmósfera estándar (Γ = 6,5 K/km), θ crece unos 3,3 K por kilómetro. En una inversión de 10 K en 200 m (Γ = −50 K/km), θ crece unos 60 K por kilómetro: la capa es casi veinte veces más estable que el promedio troposférico.

Dos variantes completan la herramienta:

• La temperatura potencial virtual θv corrige el efecto de la humedad: el vapor de agua es más ligero que el aire seco, y un aire húmedo flota algo más que uno seco a la misma temperatura. Es la que se usa para calcular la flotabilidad con rigor.
• La temperatura potencial equivalente θe suma el calor latente del vapor que contiene el aire. Se conserva también cuando hay condensación y se usa para la estabilidad del aire saturado y para identificar masas de aire.

1.6 El aire como un muelle: la frecuencia de Brunt-Väisälä

En aire estable, una burbuja desplazada hacia arriba vuelve a su nivel, pero llega con velocidad, lo sobrepasa hacia abajo, vuelve a subir… y oscila. Si se llama ξ (xi) al desplazamiento vertical, la flotabilidad del apartado 1.4 se convierte en una fuerza recuperadora proporcional a ese desplazamiento:

Es la ecuación de un muelle. N es la frecuencia de Brunt-Väisälä, en radianes por segundo, y su periodo es 2π/N. Cuanto más rápido crece θ con la altura, más rígido es el muelle y más deprisa oscila el aire.

Esas oscilaciones se propagan como ondas de gravedad, el mismo fenómeno que las olas del mar pero dentro del aire. Se ven en el ondulado de la cima de una capa de niebla o de humo, en las nubes en fila que aparecen a sotavento de las montañas y en las nubes lenticulares. Una inversión es una superficie privilegiada para estas ondas, igual que la superficie del mar.

El aire estable rodea los obstáculos. La estabilidad también decide si el aire puede pasar por encima de un relieve. El número de Froude compara la energía del viento con la que necesita para remontar una montaña de altura h en aire estable:

Con Fr mayor que 1 el aire pasa por encima. Con Fr menor que 1, que es lo habitual bajo una inversión con viento flojo, el aire de capas bajas no puede subir: rodea las montañas o se queda bloqueado contra ellas. Con 2 m/s de viento y N = 0,03 s⁻¹, una sierra de solo 70 m basta para bloquearlo. Por eso el aire frío de un valle no se renueva aunque sople viento por encima de las cumbres.

1.7 Turbulencia, cizalladura y número de Richardson

Que el aire sea estable no significa que esté quieto. Sobre una inversión puede soplar viento fuerte. Lo que la estabilidad frena es la turbulencia, los remolinos de todos los tamaños que mezclan el aire en vertical y diluyen el humo y el calor.

La energía de esos remolinos, la energía cinética turbulenta, tiene dos fuentes y un sumidero principales:

• La cizalladura, el cambio del viento con la altura, crea remolinos mecánicamente, como el roce de dos capas que deslizan una sobre otra.
• La flotabilidad crea remolinos cuando el aire es inestable (las térmicas de un día de sol) y los destruye cuando es estable, porque cada remolino tiene que gastar energía en levantar aire denso y hundir aire ligero.
• La disipación convierte, al final, la energía de los remolinos pequeños en calor.

La pugna entre ambos se mide con el número de Richardson de gradiente:

El valor crítico teórico, 0,25, se debe a Miles y Howard (1961). Por encima de él la turbulencia no puede nacer de una capa en reposo; por debajo, la interfaz se riza en las ondas de Kelvin-Helmholtz, rizos que se enrollan como olas rompientes y que a veces dibujan las nubes. Ese es uno de los mecanismos con que el viento erosiona una inversión desde arriba (capítulo 4).

De noche, la capa estable pegada al suelo vive casi siempre con Ri entre 0,25 y 1 o por encima: la turbulencia aparece a ráfagas y se apaga, y entre ráfaga y ráfaga el aire de abajo queda desacoplado del de arriba. Lo que se emite a ras de suelo deja de diluirse.

Para la capa más cercana al suelo, los micrometeorólogos usan además la longitud de Obukhov L, que compara la turbulencia mecánica con la térmica a partir de los flujos medidos en superficie. L es positiva en condiciones estables, y el cociente z/L sirve para clasificar la estabilidad cerca del suelo: por encima de 1, la estabilidad domina por completo.

1.8 Por qué se enfría el suelo de noche: el balance de radiación

La inversión más común, la nocturna, empieza en el suelo. Para entenderla hay que hacer las cuentas de la energía que el suelo gana y pierde una vez que se pone el sol.

Todo cuerpo emite radiación según su temperatura. Según la ley de Stefan-Boltzmann, la energía emitida crece con la cuarta potencia de la temperatura absoluta:

Donde ε es la emisividad, cercana a 1 para casi cualquier suelo. Un suelo a 5 °C (278 K) emite hacia arriba unos 340 W/m² de radiación infrarroja, sea de día o de noche. De día esa pérdida queda más que compensada por el sol; de noche, la única compensación es la radiación infrarroja que devuelve la atmósfera.

El balance de radiación neta nocturna es, por tanto:

Y todo depende de cuánto devuelve el cielo (L↓):

• Cielo despejado y aire seco. El aire claro solo devuelve una parte de lo que recibe. La fórmula clásica de Brunt (1932) estima su emisividad en 0,52 + 0,065·√e, con e la presión de vapor en hPa. Con aire a 5 °C y entre 3 y 15 hPa de vapor, la atmósfera devuelve entre 215 y 260 W/m². El suelo pierde netamente 80 a 120 W/m².
• Cielo cubierto de nubes bajas. Una nube es un cuerpo casi negro a la temperatura de su base. Si está a 3 o 4 °C, devuelve casi lo mismo que emite el suelo. La pérdida neta cae a unos 10 W/m² o menos.

Esa pérdida de radiación tiene que pagarse con algo. El suelo la compensa con tres flujos:

• Calor del subsuelo (G): el suelo profundo, más cálido, cede calor hacia la superficie. Un suelo seco, arenoso o cubierto de nieve conduce mal y lo cede despacio, de modo que la superficie se enfría más.
• Calor del aire (H): el aire en contacto con el suelo le cede calor y se enfría. Así nace la inversión: el aire se enfría desde abajo, capa a capa.
• Calor latente (LE): cuando la superficie llega al punto de rocío, el vapor se condensa en rocío o escarcha y libera calor, lo que frena el enfriamiento. Por eso, con aire húmedo, las temperaturas se estancan cerca del punto de rocío.

El viento decide en cuánto aire se reparte el frío. En calma, la pérdida se concentra en unos pocos metros o decenas de metros y la inversión es intensa y somera. Con viento, la turbulencia reparte el enfriamiento en una capa más gruesa y la inversión resulta débil o no llega a formarse. Esta es la razón física de la «receta» del capítulo 4: cielo despejado, aire seco, viento en calma y noche larga.

Fuentes: AMS, Glossary of Meteorology: inversion; Wallace, J. M. y Hobbs, P. V. (2006), Atmospheric Science: An Introductory Survey, 2.ª ed., Academic Press, caps. 3 y 4; Stull, R. B. (1988), An Introduction to Boundary Layer Meteorology, Kluwer, caps. 1, 5 y 7; Stull, R. B. (2017), Practical Meteorology, Universidad de la Columbia Británica, caps. 3 y 5; Miles, J. W. (1961), «On the stability of heterogeneous shear flows», Journal of Fluid Mechanics, 10, 496-508; Brunt, D. (1932), «Notes on radiation in the atmosphere», Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 58, 389-420; OACI, Manual de la atmósfera tipo (Doc 7488). Valores de las tablas calculados con las ecuaciones citadas.

CAPÍTULO 2Anatomía de una inversión y cómo se detecta

Toda inversión se describe con cuatro números: dónde empieza (base), dónde acaba (cima), cuánto mide (espesor) y cuánto sube la temperatura dentro de ella (intensidad). Con ellos se distingue una inversión de superficie de una elevada, y una débil de una capaz de encerrar el humo de una ciudad durante días.

2.1 Las partes

La distinción más importante es entre las dos familias:

• Inversión de superficie (surface-based inversion): la base está en el suelo. Es la típica de las noches despejadas y de los valles en invierno. Atrapa directamente lo que se emite a ras de suelo: tubos de escape, calefacciones, quemas agrícolas.
• Inversión elevada (elevated inversion): hay una capa de aire bien mezclado entre el suelo y la base. Es la típica de los anticiclones y de las costas con aguas frías. No impide que el aire se mezcle cerca del suelo, pero pone un techo a esa mezcla: la base marca la altura de mezcla, y los contaminantes se reparten en ese volumen y no más arriba.

AMS y OMM usan la palabra capa de inversión para el tramo con Γ < 0 y zona de transición o entrañamiento para la franja de la cima donde el aire de dentro y el de fuera se mezclan. AEMET describe en inversiones nocturnas de meseta una capa fría de menos de 250 m, una transición brusca de menos de 50 m y una capa cálida que puede rebasar los 2 000 m de altitud.

2.2 El radiosondeo y los diagramas termodinámicos

El método clásico es el radiosondeo: un globo con una sonda que mide presión, temperatura, humedad y viento mientras asciende a unos 5 m/s. Se lanza en todo el mundo a las 00 y a las 12 UTC, y en España en una decena de puntos, entre ellos Madrid, A Coruña, Santander, Zaragoza, Murcia, Palma y Güímar (Tenerife). Los perfiles se pueden consultar en abierto en el archivo de la Universidad de Wyoming.

Los perfiles se dibujan en diagramas termodinámicos, como el emagrama o el diagrama oblicuo (Skew-T log-p). En ellos la temperatura del aire es una línea quebrada; una inversión aparece como un tramo que se tuerce hacia la derecha (hacia más calor) al subir. Dos pistas ayudan a clasificarla:

• Si la humedad relativa baja bruscamente en la cima y el punto de rocío se separa de la temperatura, el aire de arriba es descendente y seco: inversión de subsidencia.
• Si la humedad se mantiene o sube en la cima y el viento gira con la altura, el aire de arriba es otra masa de aire más cálida: inversión frontal o advectiva.

Un radiosondeo de las 00 UTC captura bien la inversión nocturna; el de las 12 UTC, la de subsidencia, que sobrevive a la mezcla diurna. Pero dos sondeos al día son una foto fija de un fenómeno que cambia cada hora, y casi ninguno se lanza dentro de un valle.

2.3 Otros instrumentos

El radiómetro y el sodar son hoy habituales en redes de calidad del aire y aeropuertos porque dan perfiles continuos. El ceilómetro, pensado para medir la base de las nubes, se ha convertido en una herramienta barata para seguir la altura de mezcla: la capa sucia de aerosoles bajo la inversión devuelve más señal que el aire limpio de encima.

2.4 Cómo verla a simple vista

Una inversión no se ve, pero sí lo que atrapa. Estas son sus firmas más fiables:

• Humo que se aplana. La columna de una chimenea sube hasta un nivel y se extiende en horizontal, como si chocase con un techo invisible.
• Boina o cúpula de contaminación. Una franja parda o grisácea con un borde superior nítido sobre una ciudad, vista desde una sierra cercana o al llegar en avión. Por encima, el cielo es azul intenso.
• Mar de nubes. Desde una cumbre, un manto de estratos o niebla con la cima plana. La cima de la nube coincide casi siempre con la base de la inversión.
• Calima o bruma estratificada. Bandas de distinta visibilidad a distintas alturas.
• Contraste térmico entre fondo y ladera. Escarcha o cencellada en el fondo de un valle y suelo seco unos cientos de metros más arriba; flores o cultivos que se hielan abajo y no arriba.
• Sonidos lejanos. Campanas, trenes o carreteras que de noche se oyen a muchos kilómetros (capítulo 8).
• Objetos que se elevan o se deforman en el horizonte. Barcos o costas lejanas que parecen flotar, espejismos superiores (capítulo 8).

Las cuatro fotografías siguientes muestran esas firmas en situaciones reales.

Fuentes: OMM, Guía de instrumentos y métodos de observación (CIMO), parte II, cap. 5; Valer Murillo, J. L. (2025), «Inversión térmica», Calendario Meteorológico 2025, AEMET, pp. 252-255; Zhang, Y. et al. (2011), «Climatological characteristics of Arctic and Antarctic surface-based inversions», Journal of Climate, doi:10.1175/2011JCLI4004.1.

CAPÍTULO 3Tipos de inversión

Toda inversión nace de una de tres causas: el aire de abajo se enfría (radiación, contacto con una superficie fría), el de arriba se calienta (descenso y compresión) o se superponen dos masas de aire distintas (frentes, advección). La clasificación más útil sigue esas causas y añade el papel del relieve, que convierte una inversión pasajera en una persistente.

La inversión (tramo azul) aparece en lugares distintos del perfil, y la línea del punto de rocío delata su origen: se separa bruscamente de la temperatura cuando el aire de encima ha descendido y está seco (subsidencia), y la acompaña de cerca cuando es otra masa de aire húmeda (frontal).

3.1 Inversión de radiación (nocturna)

Es la más frecuente sobre los continentes. Tras la puesta de sol, el suelo emite radiación infrarroja hacia el espacio y se enfría; el aire en contacto con él se enfría por conducción y por su propia emisión. El enfriamiento empieza en los primeros metros y se propaga hacia arriba a medida que avanza la noche, de modo que la inversión crece en espesor e intensidad hasta el amanecer.

Necesita tres ingredientes: cielo despejado (las nubes devuelven radiación al suelo), viento débil (el viento mezcla y reparte el frío) y aire seco (el vapor de agua absorbe y reemite infrarrojo). Las noches largas de invierno la favorecen. Suele tener entre 50 y 300 m de espesor y entre 2 y 10 °C de intensidad; en llanuras de meseta, AEMET documenta más de 8 °C de diferencia en 200 m de desnivel.

El sol de la mañana la destruye desde abajo en pocas horas. En invierno, si hay niebla que refleja la luz o el sol está muy bajo, puede no romperse y persistir durante días.

3.2 Lago de aire frío (inversión de valle)

En terreno accidentado, el aire enfriado en las laderas se hace más denso que el aire a la misma altura sobre el centro del valle y resbala pendiente abajo: son los vientos catabáticos o de drenaje. Ese aire frío se acumula en fondos de valle, cuencas y dolinas como el agua en un estanque. El resultado es un lago de aire frío (cold-air pool), una inversión mucho más intensa que la de una llanura cercana.

El aire enfriado en las laderas baja hacia el fondo y llena el valle hasta el techo de la inversión. Justo por encima, en la ladera, queda el cinturón térmico, la franja más templada de la noche.

La campaña PCAPS (Salt Lake Valley, Utah, 2010-2011) distinguió dos clases:

• Diurno: se forma cada noche por enfriamiento radiativo y se destruye cada mañana cuando crece la capa de mezcla.
• Persistente: dura varios días. Lo sostienen la subsidencia y la llegada de aire cálido en altura, que refuerzan la tapa, y la niebla o los estratos, que reflejan el sol e impiden el calentamiento del fondo. PCAPS estudió 10 episodios en dos meses, de 1,75 a 8,5 días de duración.

Los lagos de aire frío explican los récords de frío en dolinas y depresiones de montaña. La dolina austriaca de Grünloch registró −52,6 °C el 19 de febrero de 1932; el sumidero de Peter Sinks (Utah), −56,3 °C en 1985. En España, durante la borrasca Filomena (enero de 2021), estaciones no oficiales en depresiones de alta montaña marcaron −34,1 °C en el Clot de la Llança (Pirineo de Lleida) y −35,6 °C en la Vega de Liordes (Picos de Europa). AEMET advirtió que esas lecturas no pertenecen a su red oficial.

3.3 Inversión de subsidencia

En un anticiclón el aire de capas medias desciende lentamente, a razón de cientos de metros al día. Al bajar se comprime y se calienta a 9,8 °C por kilómetro. Si ese aire llega a calentarse más que el aire de capas bajas, que no desciende porque está frenado por el suelo y el rozamiento, se forma una inversión elevada, normalmente entre 500 y 2 000 m.

Su firma en un sondeo es inconfundible: por encima de la base, el aire está muy seco, con humedades relativas que caen a menudo por debajo del 20 %. Debajo queda una capa más húmeda y, si hay humedad suficiente, una capa de estratos o estratocúmulos con la cima plana.

Es la inversión de los anticiclones invernales europeos, de los cinturones subtropicales y de las fachadas occidentales de los continentes. En Canarias, los sondeos de Güímar y Puerto de la Cruz (Tenerife) muestran una inversión en torno al 83 % de los días (88 % en verano), con la base hacia 1 300–1 600 m en verano y 1 800–1 900 m en invierno. Esa tapa es la responsable del mar de nubes del norte de las islas.

3.4 Inversión frontal

Un frente es la frontera entre dos masas de aire de distinta temperatura, inclinada porque el aire frío, más denso, se mete como una cuña bajo el cálido. Al cruzar la superficie frontal subiendo en vertical se pasa del aire frío al cálido, y el sondeo muestra una inversión inclinada que puede bajar hasta pocos cientos de metros cerca del frente en superficie.

A diferencia de la de subsidencia, la inversión frontal suele ser húmeda y tener nubes encima. Es la que produce la lluvia engelante: la nieve se funde al atravesar la capa cálida y vuelve a congelarse al tocar el suelo helado de la capa fría.

3.5 Inversión de advección

Se forma cuando el viento trae aire cálido sobre una superficie fría: un mar frío, un lago, un manto de nieve o un suelo helado. El aire se enfría desde abajo por contacto y queda más frío en superficie que en altura. También aparece al revés, cuando una masa de aire frío se cuela por debajo de otra más cálida, como en las brisas marinas o en las irrupciones de aire frío en valles.

Las costas bañadas por corrientes frías (California, Chile y Perú, Namibia, el noroeste de África) combinan advección y subsidencia en una inversión marina casi permanente: una capa límite marina fresca y húmeda, de 300 a 1 000 m, con nieblas y estratos, bajo aire cálido y seco. Es la tapa que atrapa el smog de Los Ángeles.

3.6 Inversiones polares y sobre nieve

Sobre el hielo y la nieve, con noches que duran meses, la inversión de radiación se vuelve casi permanente. En el interior de la Antártida y en Siberia oriental la temperatura puede subir más de 20 °C en el primer kilómetro. Las inversiones de superficie del Ártico y la Antártida son más frecuentes, profundas e intensas en otoño e invierno que en primavera y verano.

Un manto de nieve tiene el mismo efecto a escala local en latitudes medias: refleja casi toda la radiación solar del día y emite con eficacia de noche, de modo que una nevada seguida de un anticiclón garantiza inversiones fuertes y persistentes en valles y llanuras.

3.7 Inversión de turbulencia y de cima de nube

Una capa intensamente mezclada por el viento o por la convección tiende al gradiente adiabático seco. En su cima el perfil se quiebra y aparece una inversión que separa el aire mezclado del aire libre de encima. Es la inversión de cima de capa límite que marca de día la altura de mezcla (capítulo 5).

En la cima de una capa de estratos o de niebla, las gotitas emiten infrarrojo hacia el cielo y se enfrían, lo que refuerza la inversión que ya había y la mantiene. Es uno de los mecanismos que hacen persistentes las nieblas de valle.

3.8 La gran inversión: tropopausa y estratosfera

La inversión más grande del planeta está por encima de los 10–16 km. En la estratosfera, el ozono absorbe la radiación ultravioleta del sol y calienta el aire, de modo que la temperatura sube de unos −56 °C en la tropopausa a cerca de 0 °C hacia los 50 km. Esa estabilidad frena a las nubes de tormenta, que se aplastan contra la tropopausa y forman los yunques de los cumulonimbos. Es el mismo principio de tapa, a escala de toda la troposfera.

3.9 Resumen de tipos

Fuentes: Lareau, N. P. et al. (2013), «The Persistent Cold-Air Pool Study», Bulletin of the American Meteorological Society; Canino Peña, R. (2024), Estimación de la estabilidad de la inversión térmica de subsidencia en Canarias, Universidad de La Laguna; Valer Murillo, J. L. (2025), «Inversión térmica», AEMET; CSUN, «Inversion layers»; Zhang, Y. et al. (2011), Journal of Climate, doi:10.1175/2011JCLI4004.1; Wikipedia, «Cold-air pool»; El Independiente (7-1-2021), «Nuevo récord de temperatura mínima en España»; Whiteman, C. D. (2000), Mountain Meteorology: Fundamentals and Applications, Oxford University Press.

CAPÍTULO 4Condiciones de formación y de ruptura

Una inversión fuerte y duradera necesita casi siempre lo mismo: un anticiclón que hunda el aire y aparte las borrascas, noches largas y despejadas que enfríen el suelo, viento flojo que no mezcle y un relieve que retenga el aire frío. Se rompe cuando una de esas piezas falla: el sol calienta lo bastante, el viento arrecia o llega un frente.

4.1 La receta

1. Situación sinóptica estable. Un anticiclón centrado sobre la región o una dorsal en altura, con isobaras muy separadas. El aire desciende, se calienta y añade una inversión de subsidencia por encima de la nocturna. Los anticiclones de bloqueo, que se quedan quietos una o dos semanas, son la antesala de los peores episodios.
2. Cielo despejado de noche. Sin nubes, el suelo pierde por radiación infrarroja entre 50 y 100 W/m² más que con cielo cubierto. Un manto de estratos altos o medios puede bastar para frenar la inversión.
3. Viento en calma o muy débil. Con más de 3–5 m/s cerca del suelo la turbulencia mecánica mezcla el aire y la inversión de superficie no llega a formarse o se queda débil y elevada.
4. Aire seco. El vapor de agua es el principal gas de efecto invernadero; con poco vapor el suelo se enfría más deprisa.
5. Noches largas y sol bajo. En invierno la noche dura más, el sol del día calienta menos y la inversión puede no romperse.
6. Relieve cóncavo. Valles, cuencas y depresiones acumulan el aire frío que baja por las laderas y lo protegen del viento.
7. Suelo frío o reflectante. La nieve refleja la luz y emite bien en el infrarrojo; un suelo húmedo o helado consume en evaporarse o fundirse el calor que el sol le da por la mañana.

Si falta alguna pieza, la inversión es débil o efímera. Si están todas, puede durar días o semanas.

4.2 Por estaciones

El reanálisis ERA-Interim (1981-2015) muestra que sobre la mayor parte de Europa las inversiones de superficie de las 00 UTC son más frecuentes en verano, pero más someras y débiles que las de invierno. En Europa oriental las de invierno son más profundas e intensas por el anticiclón continental ruso. La explicación es que en verano casi todas las noches despejadas generan una inversión, pero el sol la barre por la mañana; en invierno se forman menos, pero sobreviven.

4.3 Cómo se rompe por la mañana

La inversión nocturna se destruye por calentamiento solar. El sol calienta el suelo, el suelo calienta el aire de abajo, aparecen térmicas y crece una capa de mezcla convectiva que se come la inversión desde la base. Whiteman (1982), estudiando valles de Colorado, describió tres formas de ruptura:

• Crecimiento desde abajo: la capa convectiva sube hasta alcanzar la cima. Domina en valles anchos y llanuras.
• Descenso de la cima: las brisas de ladera, que suben por las paredes calentadas, extraen aire de la base de la inversión; el aire de encima desciende para reponerlo y se calienta por compresión, de modo que la cima baja. Domina en valles estrechos y nevados.
• Combinación de ambas, la más común en valles profundos: la base sube y la cima baja hasta encontrarse.

En valles de Colorado la ruptura llevaba entre 3,5 y 5 horas desde la salida del sol. En dolinas pequeñas de los Alpes y las Rocosas, con inversiones de 120 m y 13 a 24 K, Whiteman et al. (2004) la midieron en 2,6–3 horas, sobre todo por el descenso de la cima.

La ruptura puede no llegar. Si hay niebla, la mayor parte del sol se refleja en su cima; si hay nieve, en el suelo. En diciembre y enero, a 40° de latitud, el sol de mediodía apenas sube 26–27° y aporta poca energía: la inversión de un valle o de una meseta puede sobrevivir a varios días seguidos.

4.4 Otros mecanismos de ruptura

En los episodios persistentes de valle, PCAPS observó que los frentes fríos o el enfriamiento en altura «pelan» la tapa de arriba abajo, y que vientos fuertes del sur podían desplazar el lago de aire frío de un lado del valle sin destruirlo, creando falsos frentes cálidos y fríos en superficie.

4.5 Tendencias

El estancamiento invernal es un tema de investigación activo. En diciembre de 2016, un anticiclón persistente sobre el noroeste de Europa disparó la contaminación en París, Bélgica y los Países Bajos. Vautard et al. (2018) encontraron que algunas simulaciones climáticas apuntan a más situaciones de ese tipo, pero el resultado solo es significativo en uno de los conjuntos de modelos estudiados. Palarz et al. (2017) detectaron una tendencia a inversiones invernales menos profundas e intensas en Europa entre 1981 y 2015. Con los datos actuales no se puede afirmar que las inversiones vayan a ser más o menos frecuentes en el futuro.

Fuentes: Whiteman, C. D. (1982), «Breakup of temperature inversions in deep mountain valleys: Part I. Observations», Journal of Applied Meteorology, 21, 270-289; Whiteman, C. D. et al. (2004), «Inversion breakup in small Rocky Mountain and Alpine basins», Journal of Applied Meteorology, 43, 1069-1082; Lareau, N. P. et al. (2013), PCAPS, BAMS; Palarz, A., Celiński-Mysław, D. y Ustrnul, Z. (2017), «Temporal and spatial variability of surface-based inversions over Europe based on ERA-Interim reanalysis», International Journal of Climatology, doi:10.1002/joc.5167; Vautard, R. et al. (2018), «Attribution of wintertime anticyclonic stagnation contributing to air pollution in Western Europe», BAMS, 99, S70-S75.

CAPÍTULO 5La capa límite y el ciclo diario

La inversión es la frontera de la capa límite atmosférica, el primer kilómetro o dos de aire que «siente» el suelo y donde se emite y se diluye casi toda la contaminación. De día esa capa respira: crece por convección y mezcla los contaminantes en un volumen grande. De noche se encoge bajo una inversión a unas decenas o cientos de metros. La cantidad de aire disponible para diluir las emisiones depende de ese ciclo.

5.1 Las capas de un día despejado

El esquema clásico de Stull (1988) distingue cuatro capas sobre terreno llano con anticiclón y cielo despejado:

Por encima de todas está la atmósfera libre, separada de la capa límite por la inversión de cima.

La capa de mezcla del día se convierte al anochecer en capa residual, y bajo ella crece una capa estable de pocos cientos de metros. Por la mañana una nueva capa de mezcla se come la inversión desde abajo y, al alcanzar la capa residual, baja al suelo lo que flotaba en ella.

Stull acompaña su esquema con los perfiles verticales de temperatura potencial a distintas horas, que son la forma en que un meteorólogo «ve» cada capa en un sondeo. La capa de mezcla es un tramo vertical (θ constante); la inversión de cima, un escalón; la capa estable nocturna, una curva que se tuerce hacia la derecha junto al suelo.

5.2 Un día completo

• Atardecer. El suelo deja de calentarse, las térmicas cesan y en una hora se forma una inversión de superficie. El aire que estaba mezclado se queda suspendido como capa residual.
• Noche. La inversión de superficie crece hacia arriba. Lo que se emite abajo (tráfico, calefacciones) queda confinado en unas decenas de metros. Las concentraciones de NO₂ y de partículas se disparan en las primeras horas de la noche y al amanecer. Arriba, en la capa residual, el ozono sobrevive porque no hay NO que lo destruya.
• Amanecer. Es el momento más estable del día. Si se forma niebla, lo hace ahora.
• Mañana. El sol calienta el suelo y nace una capa de mezcla que se come la inversión desde abajo. Cuando la alcanza y la rompe, el aire de la capa residual se mezcla hacia abajo: los contaminantes que estaban en altura (ozono, humos de chimeneas altas) llegan al suelo de golpe. Es la fumigación (capítulo 6).
• Tarde. La capa de mezcla llega a su máximo hacia las 14–16 h solares. Las concentraciones de contaminantes primarios son mínimas y las de ozono, máximas.

Con un anticiclón de subsidencia encima, la capa de mezcla choca con la inversión elevada y no puede pasar de ella: si la tapa está a 500 m, toda la contaminación del día se reparte en esos 500 m.

5.3 Altura de mezcla y ventilación

La altura de mezcla es el espesor de la capa en la que los contaminantes se reparten por turbulencia. Es el parámetro meteorológico más importante para la calidad del aire: a igualdad de emisiones, si se reduce a la mitad, la concentración se duplica.

Se estima con radiosondeos, ceilómetros, lídares o modelos. En Madrid, Barragán et al. (2023) la siguieron durante 2020 con ceilómetro y con el modelo del Centro Europeo (ECMWF-IFS): crecía bien con sol intenso y quedaba frenada con humedad alta y frío.

El viento importa tanto como la altura. El índice de ventilación combina las dos:

Con h en metros y U, el viento medio en la capa de mezcla, en m/s, el resultado son m²/s: el caudal de aire que «barre» cada metro de anchura de la ciudad. El Servicio Meteorológico de EE. UU. lo usa para autorizar quemas prescritas. Convertidas sus categorías a unidades métricas:

Una inversión a 200 m con 1 m/s de viento da 200 m²/s, treinta veces por debajo del umbral de «mala». Así es una noche de invierno en una ciudad de valle.

Fuentes: Stull, R. B. (1988), An Introduction to Boundary Layer Meteorology, Kluwer, cap. 1; Barragán, R. et al. (2023), «Study of the effect of different atmospheric conditions on the temporal evolution of the mixing layer over Madrid during the year 2020», Remote Sensing, 15, 5583; NWS Billings, «Smoke dispersal» (umbrales en nudos × pies convertidos a m²/s).

CAPÍTULO 6Dispersión de contaminantes, humos y polvo

La concentración de un contaminante en el aire depende de dos cosas: cuánto se emite y en cuánto aire se diluye. Las emisiones de una ciudad cambian poco de un día de invierno a otro; el volumen de aire disponible puede variar diez o veinte veces. La inversión es la que decide ese volumen. Por eso los peores episodios de contaminación no coinciden con los días de más tráfico o calefacción, sino con los de más estabilidad.

6.1 La regla de la caja

Un modelo muy simple, el de la caja, ayuda a entenderlo. Si sobre una ciudad de longitud L se emite un caudal Q de contaminante y el viento U lo arrastra dentro de una capa de altura h, la concentración media de equilibrio es:

La concentración es inversamente proporcional al producto U × h, el índice de ventilación del capítulo 5. Si una inversión baja la altura de mezcla de 1 000 a 200 m y el viento cae de 4 a 1 m/s, la ventilación cae veinte veces y la concentración se multiplica por veinte con las mismas emisiones. Si además la situación dura varios días, el contaminante se acumula de un día a otro, porque la capa residual de la noche no se renueva.

6.2 Clases de estabilidad de Pasquill-Gifford

Para calcular cómo se abre una pluma de humo, los modelos de dispersión clasifican la atmósfera en seis clases, de la A (muy inestable) a la F (muy estable), a partir del viento y de la radiación o la nubosidad. Es la clasificación de Pasquill (1961), revisada por Gifford y Turner:

Con cielo cubierto, de día o de noche, la clase es D (neutra). Las clases E y F corresponden a inversiones nocturnas. Con viento casi en calma de noche no hay clase asignada porque la pluma deja de comportarse de forma predecible: serpentea, se estanca y sigue las pendientes.

La diferencia entre clases es enorme. A 1 km de una chimenea, la anchura vertical de una pluma (σz) es de varios cientos de metros en clase A, del orden de 30 m en clase D y de menos de 15 m en clase F. Una pluma en clase F apenas se diluye en vertical y viaja kilómetros como una cinta.

6.3 La forma de la pluma

La silueta del humo de una chimenea es un termómetro de la estabilidad. Los manuales de calidad del aire distinguen seis formas:

La altura de la chimenea frente a la inversión lo decide casi todo. Una chimenea alta que emite por encima de una inversión nocturna protege el suelo esa noche; la misma chimenea con una inversión de subsidencia por encima (trapping) o al romperse la inversión por la mañana (fumigación) puede provocar las concentraciones más altas del día. Las emisiones bajas, como el tráfico, las calefacciones o las quemas, siempre quedan dentro de la inversión de superficie.

6.4 Qué contaminantes se acumulan

Un caso llamativo es el de la cuenca de Uinta (Utah), donde en inviernos con nieve y fuertes inversiones el ozono de superficie llegó a 140 ppb en media de 8 horas, casi el doble de la norma estadounidense de 75 ppb vigente en 2012: la nieve reflejaba la luz y las emisiones de petróleo y gas se acumulaban bajo la tapa. Demostró que el ozono invernal también puede ser un problema bajo una inversión.

En la agricultura, las etiquetas de muchos fitosanitarios y las guías de buenas prácticas desaconsejan pulverizar con inversión: las gotas finas quedan suspendidas en la capa fría y derivan lejos del cultivo.

6.5 El relieve, el gran multiplicador

En una llanura, el viento acaba barriendo la contaminación aunque haya inversión. En un valle o una cuenca no hay salida: el aire frío y sucio se estanca en el fondo y el viento de arriba pasa por encima. Además, los vientos catabáticos nocturnos arrastran el aire contaminado de las laderas al fondo, donde suelen estar las ciudades. Por eso las ciudades de valle (Salt Lake City, Grenoble, Bolzano, Santiago de Chile, Ciudad de México, Cracovia, Sarajevo, Ulán Bator) encabezan los rankings de episodios invernales.

Fuentes: Pasquill, F. (1961), «The estimation of the dispersion of windborne material», Meteorological Magazine, 90, 33-49; Turner, D. B. (1970), Workbook of Atmospheric Dispersion Estimates, EPA; NSW EPA, Local Government Air Quality Toolkit, Module 1: Meteorology and air quality; INFLIBNET, «Plume behaviour»; NOAA CSL (2012), «Winter ozone study in Utah's Uintah Basin»; Seinfeld, J. H. y Pandis, S. N. (2016), Atmospheric Chemistry and Physics, 3.ª ed., Wiley, cap. 18.

CAPÍTULO 7Episodios históricos

Los grandes desastres de contaminación del siglo XX tienen el mismo guion: un valle o una ciudad con mucha combustión de carbón o industria, un anticiclón en invierno o en otoño, niebla y varios días de inversión. Cada uno dejó una ley detrás.

7.1 Cronología

7.2 Valle del Mosa, 1930

Entre Huy y Lieja, el río Mosa corre encajado entre laderas de un centenar de metros, con 27 fábricas en 20 km: acerías, cinc, vidrio, ácido sulfúrico, cementeras. Del 1 al 5 de diciembre de 1930 un anticiclón con niebla y calma total encerró sus humos en el fondo del valle. Murieron unas 60 personas y enfermaron cientos, con tos, dolor torácico y asfixia. La comisión que investigó el caso concluyó que el dióxido de azufre y sus productos, atrapados bajo la inversión, fueron los responsables.

7.3 Donora, 1948

Donora está en el valle del Monongahela, al sur de Pittsburgh, a la sombra de una fundición de cinc y una acería. El 26 de octubre de 1948 un anticiclón se instaló sobre el oeste de Pensilvania. El fondo del valle, frío y húmedo, generó una inversión y una niebla que impedía calentar el suelo. Las plantas emitieron fluoruros, dióxido de azufre, monóxido de carbono y partículas de cinc, cadmio y plomo durante cinco días. Hubo 20 muertes y casi la mitad del pueblo enfermó; en la sangre de las víctimas el flúor estaba entre 12 y 25 veces por encima de lo normal. Las plantas pararon el día 30 y la niebla se levantó al día siguiente.

7.4 La Gran Niebla de Londres, 1952

Noviembre y comienzos de diciembre de 1952 fueron muy fríos y los londinenses quemaban grandes cantidades de carbón, a menudo de mala calidad y rico en azufre. El 5 de diciembre un anticiclón con cielo despejado y viento en calma generó una niebla de radiación de 100 a 200 m de espesor bajo una inversión de subsidencia. El sol de diciembre no tuvo fuerza para disolverla y se volvió a espesar cada noche hasta el día 9.

Según el Met Office, cada día de niebla se emitieron unas 1 000 toneladas de partículas de humo, 140 toneladas de ácido clorhídrico y 14 de compuestos de flúor, y 370 toneladas de dióxido de azufre se transformaron en 800 toneladas de ácido sulfúrico. La visibilidad bajó a pocos metros. Las muertes reconocidas fueron unas 4 000; la revisión de Bell y Davis (2001) eleva a unas 12 000 el exceso de mortalidad entre diciembre de 1952 y febrero de 1953. De ahí salió la Clean Air Act de 1956, que impuso combustibles sin humo en las ciudades.

7.5 Los Ángeles y el smog fotoquímico

Los Ángeles enseñó que no hace falta carbón para tener un desastre. Su cuenca está cercada por montañas y cubierta casi todo el año por una inversión de subsidencia del anticiclón del Pacífico, reforzada por la capa marina fría. Desde los años cuarenta, el tráfico y la industria llenaron esa capa de óxidos de nitrógeno e hidrocarburos que, con el sol intenso, forman ozono y aerosoles: el smog fotoquímico, descrito por Haagen-Smit en 1952. California aprobó su primera ley de contaminación en 1947.

7.6 Valles y megaciudades actuales

Hoy los episodios más graves se repiten en ciudades de valle o de cuenca con calefacción de carbón o leña y tráfico intenso:

• Ciudad de México, a 2 240 m en una cuenca cerrada. Sus inversiones son más intensas y frecuentes en invierno y primavera, y la estación seca (noviembre a mayo) concentra la peor calidad del aire. En Guadalajara, un estudio de 2005-2007 contó inversiones en el 55-80 % de los días del año.
• Pekín y la llanura del norte de China. En enero de 2013 las anomalías meteorológicas reforzaron las inversiones y bajaron la capa límite; la media de PM2,5 en el Pekín urbano fue de 212 µg/m³, casi el doble que en otros eneros.
• Salt Lake City, Santiago de Chile, Cracovia, Sarajevo, Ulán Bator, Delhi o el valle del Po: ciudades en cuencas o al pie de montañas donde las inversiones invernales disparan las partículas cada año.

Fuentes: Met Office, «The Great Smog of 1952»; Bell, M. L. y Davis, D. L. (2001), «Reassessment of the lethal London fog of 1952», Environmental Health Perspectives, 109 (supl. 3), 389-394; PBS American Experience, «The most dangerous smog in history»; AIChE, «Donora death fog»; Burgos-Cuevas, A. et al., «A seasonal climatology of the Mexico City atmospheric boundary layer», Boundary-Layer Meteorology; García, M. et al. (2012), «Las inversiones térmicas y la contaminación atmosférica en la zona metropolitana de Guadalajara», Investigaciones Geográficas, 58, 9-29; Zhang, L. et al. (2015), «On the severe haze in Beijing during January 2013», Atmospheric Environment, 104, 11-21.

CAPÍTULO 8Otros efectos de la inversión

La contaminación es la consecuencia más conocida, pero no la única. La inversión decide dónde se hiela un cultivo, si se forma una niebla, si una tormenta llega a estallar, hasta dónde se oye una campana o se ve un barco, y qué emisoras de radio o televisión entran en una antena.

8.1 Nieblas y estratos

Casi toda niebla de radiación vive dentro de una inversión de superficie, y casi todo mar de nubes vive bajo una inversión de subsidencia. La inversión las forma, porque concentra el enfriamiento en una capa fina y la humedad no puede escapar hacia arriba, y la niebla, a su vez, refuerza la inversión al enfriar su propia cima por radiación y al reflejar el sol de la mañana. Es un círculo que puede durar días en valles y llanuras interiores. El documento de esta serie dedicado a las nieblas lo trata en detalle.

8.2 Heladas y el cinturón térmico

En una noche de inversión, las heladas se ceban en los fondos de valle, las vaguadas y las hondonadas, mientras las laderas medias se mantienen varios grados más templadas. Es lo que dibuja la figura 3.2. Esa franja de ladera libre de heladas se llama cinturón térmico (thermal belt) y es la que tradicionalmente se reservaba a frutales, viñedos y olivares en zonas de montaña. Un terraplén, un muro o un seto que corte una ladera puede embalsar el aire frío por encima y crear una pequeña hondonada de helada artificial.

Los ventiladores antihelada de los frutales aprovechan la inversión: son hélices montadas en torres de unos 10 m que bajan hacia los árboles el aire más templado de encima. Solo funcionan en heladas de radiación con inversión marcada; en las heladas de advección, cuando llega una masa de aire polar con viento, no hay aire templado arriba que traer y no sirven. La ganancia típica es de 1 a 2 °C, del orden de la mitad de la diferencia entre el aire a 1,5 m y a 10 m.

8.3 La tapa de las tormentas

El documento de dinámica convectiva de esta serie explicaba que una tormenta necesita aire que suba. Una inversión por encima de la capa límite lo impide: es la tapa (cap) o inhibición convectiva (CIN, en J/kg). A veces es una bendición, porque evita las tormentas. Otras veces solo las retrasa: el calor y la humedad se acumulan bajo la tapa durante el día y, si un frente o una línea de convergencia la rompe a media tarde, la energía acumulada se libera de golpe en tormentas violentas. Es el sondeo de «pistola cargada» de las Grandes Llanuras de EE. UU., donde una capa de aire caliente y seco procedente de las mesetas mexicanas tapa el aire húmedo del golfo.

En la parte gris la burbuja que sube desde el suelo es más fría que el aire que la rodea: hace falta un empuje externo (un frente, una ladera, una convergencia) para llevarla hasta el nivel de convección libre. Por encima, la burbuja ya es más cálida y asciende sola. Cuanto mayor es el área gris, más difícil es que estalle la tormenta; cuanto más tiempo resiste la tapa, más energía se acumula debajo.

8.4 El sonido que llega lejos

La velocidad del sonido aumenta con la temperatura, unos 0,6 m/s por cada grado (331 m/s a 0 °C, 343 m/s a 20 °C). De día, con el aire más caliente abajo, los frentes de onda se curvan hacia arriba y el sonido se pierde en el cielo. Bajo una inversión ocurre lo contrario: el sonido viaja más deprisa arriba, se curva hacia el suelo y llega mucho más lejos. Por eso de noche se oyen trenes, campanas, autopistas o fábricas que de día no se perciben, y por eso los estudios de impacto acústico de aeropuertos, polígonos y parques eólicos tienen en cuenta las noches de inversión. Una simulación de COMSOL con un suelo a 9 °C bajo un cielo a 19 °C calcula más de 5,5 dB de diferencia entre la noche y el día a 500 m.

8.5 Ondas de radio y televisión: los conductos troposféricos

Las ondas de radio se curvan según el índice de refracción del aire, que depende de la presión, la temperatura y sobre todo del vapor de agua. Cuando una inversión coloca aire cálido y seco sobre aire frío y húmedo, el índice cae bruscamente con la altura y puede formar un conducto troposférico: una capa que guía las ondas como una fibra óptica y las lleva cientos de kilómetros más allá del horizonte. La Unión Internacional de Telecomunicaciones (UIT-R P.453) fija el umbral: hay conducto cuando el gradiente de refractividad es más negativo que −157 unidades N por kilómetro.

En condiciones estándar la refractividad del aire baja unas 40 unidades N por kilómetro y las ondas se curvan un poco hacia el suelo, lo que equivale a ver la Tierra un tercio más grande (factor k = 4/3). Con un descenso más rápido hay superrefracción y la cobertura crece; por debajo de −157 N/km la curvatura de la onda supera la de la Tierra y la onda queda atrapada en el conducto.

Afecta sobre todo por encima de 100 MHz: radio FM, televisión digital terrestre (TDT, 470–700 MHz), telefonía móvil y radares. Los efectos típicos en los días de anticiclón con inversión son:

• Emisoras de FM o canales de TDT lejanos que interfieren con los locales o aparecen en la búsqueda de canales.
• Pixelado o pérdida de señal de TDT en redes de frecuencia única, porque llegan ecos de transmisores muy lejanos con retardo excesivo.
• Ecos falsos en los radares meteorológicos (propagación anómala), que aparecen como lluvia sobre el mar o el suelo sin nubes.

Pueden durar de minutos a horas y son frecuentes en noches y mañanas de anticiclón, en costas con capa marina y sobre llanuras.

8.6 Espejismos y el horizonte que se levanta

La luz también se curva al atravesar capas de distinta densidad. Bajo una inversión fuerte, sobre todo sobre el mar frío o el hielo, los rayos se curvan hacia abajo y el horizonte parece elevarse: costas, islas o barcos que normalmente quedan ocultos por la curvatura de la Tierra se hacen visibles, a veces invertidos o estirados. Son los espejismos superiores; la forma más compleja es la Fata Morgana, que convierte una costa lejana en una sucesión de torres y acantilados.

El ojo no sabe que la luz ha viajado curvada: interpreta que llega en línea recta y «coloca» el barco más arriba de donde está. Para que aparezca una Fata Morgana no basta una inversión cualquiera: tiene que formar un conducto óptico, con una curvatura de los rayos mayor que la de la Tierra, y el observador debe estar dentro o por debajo de él.

8.7 Aviación

• Cizalladura. En la cima de una inversión nocturna el viento puede pasar de la calma a 15–20 m/s en pocos cientos de metros (la corriente en chorro de niveles bajos). Un avión que despega o aterriza la atraviesa con un cambio brusco de velocidad respecto al aire.
• Visibilidad. Nieblas, neblinas y capas de contaminación bajo la inversión obligan a operar con procedimientos de baja visibilidad.
• Engelamiento. La lluvia engelante de las inversiones frontales es uno de los peligros más serios en vuelo y en tierra.
• Rendimiento. Al despegar se entra en aire más cálido, menos denso, y el ascenso es algo peor de lo esperado.

El chorro nocturno se explica por el mecanismo de Blackadar: de día la mezcla turbulenta frena el viento en toda la capa límite; al anochecer la inversión desacopla el aire de encima, que deja de notar el rozamiento del suelo y acelera bajo el gradiente de presión hasta superar en más de un 50 % el viento geostrófico. Su máximo suele rondar los 12–16 m/s, con casos de hasta 30 m/s, a menudo por debajo de los 500 m y hacia las 2 de la madrugada.

8.8 Energía eólica

De noche, con inversión, el viento cerca del suelo se frena pero acelera en altura, de modo que la diferencia entre la parte baja y la alta de un rotor de 150 m crece. Los aerogeneradores de buje alto producen más en esas noches, pero sufren más fatiga por la cizalladura. En valles con lago de aire frío el aire estancado reduce la producción de los parques cercanos.

Fuentes: COMSOL, «Why sounds travel farther at night»; Engineering Radio, «E-skip, tropospheric ducting and other VHF propagation phenomena»; UIT-R, Recomendación P.453, The radio refractive index: its formula and refractivity data; Snyder, R. L. y Melo-Abreu, J. P. (2005), Frost Protection: Fundamentals, Practice and Economics, FAO; RF Essentials, «Atmospheric profile»; Universidad de Oklahoma, «The low-level jet»; Wikipedia, «Fata Morgana (mirage)»; Good Fruit Grower, «Inversion conditions help inform frost forecasts»; Wikipedia, «Cold-air pool».

CAPÍTULO 9La inversión en España y en Europa

La península ibérica es un territorio ideal para las inversiones: mesetas elevadas rodeadas de montañas, grandes depresiones fluviales y anticiclones invernales frecuentes. En Europa, las regiones más castigadas son las llanuras y valles encerrados por cordilleras, con el valle del Po como caso extremo.

9.1 Los escenarios españoles

AEMET recuerda que en España, con un anticiclón fuerte, la capa cálida que cubre las mesetas rara vez supera los 2 500 m de altitud. En un episodio de abril de 2024, Cuéllar (795 m) registró mínimas de 2 a 5 °C mientras Navacerrada (1 893 m) estaba a 8–10 °C: más de 1 000 m de diferencia de altitud y la cumbre, más templada.

9.2 Madrid, el caso de estudio

Madrid es la ciudad española más estudiada. Con un anticiclón invernal, una inversión de subsidencia se asienta a pocos cientos de metros y la capa de mezcla diurna apenas crece por la tarde. El tráfico rodado aporta la mayor parte del NO₂, que se acumula bajo la tapa noche tras noche. Desde Guadarrama o al aterrizar en Barajas se ve la boina parda con su borde superior nítido.

Un equipo de CIEMAT, UCM, UAM y otros centros (Martilli, Rasilla, Yagüe y colaboradores) dedicó dos trabajos en Atmospheric Research a simular la meteorología (2021) y la dispersión de contaminantes (2022) durante las inversiones invernales persistentes sobre Madrid, porque esos episodios son los que deciden si la ciudad cumple o no los límites de NO₂. El trabajo con ceilómetro de Barragán et al. (2023) confirma que la altura de mezcla se queda corta en los días fríos y húmedos.

El episodio de referencia fue el de finales de diciembre de 2016. Un anticiclón persistente mantuvo la inversión durante días y el NO₂ superó los umbrales del protocolo municipal. El 29 de diciembre se activó por primera vez el escenario 3: solo podían circular por el interior de la M-30 los vehículos con matrícula impar, se prohibió aparcar en zona regulada y se limitó la velocidad a 70 km/h en la M-30 y sus accesos. Fue el episodio que popularizó en España la palabra boina.

9.3 Los valles de montaña: Campoo

Conde-Oria y Rasilla (2025) estudiaron las inversiones del valle de Campoo (Cantabria). Aparecen en cualquier época del año, pero son más fuertes y persistentes en invierno. Bajo esa estabilidad suben el NO₂ y las PM10; como su origen es local, sus niveles siguen la actividad humana, con un claro efecto de fin de semana y una mejora tras la pandemia. El trabajo es un buen ejemplo de lo que ocurre en decenas de valles cantábricos y pirenaicos con calefacción de leña y gasóleo.

9.4 Europa

• Valle del Po (Italia). Unos 48 000 km² cerrados por los Alpes y los Apeninos, con 23 millones de habitantes y la región más industrial de la UE. El viento medio es de 2–2,5 m/s (1,5 m/s en invierno) y la capa límite invernal rara vez pasa de 450 m. Milán, Cremona y Monza fueron en 2022 las provincias europeas con más PM2,5. En febrero de 2019 un anticiclón de diez días llevó las PM10 a 112 µg/m³ en Ferrara.
• Valles alpinos. Grenoble, Bolzano, Innsbruck o Chamonix sufren cada invierno inversiones de valle con calefacción de leña, el principal emisor de partículas en esas zonas.
• Cracovia y el sur de Polonia. Una ciudad en la cuenca del Vístula con calefacción de carbón; las inversiones invernales la convirtieron en una de las más contaminadas de Europa, y en 2019 prohibió quemar carbón y leña en estufas domésticas.
• Balcanes. Sarajevo, Skopie y Belgrado combinan cuencas, carbón y lignito: Serbia y Macedonia del Norte tienen más de la mitad de su población expuesta a PM2,5 por encima de cuatro veces la guía de la OMS.
• Noroeste de Europa. París, Bélgica y los Países Bajos sufren episodios con anticiclones de bloqueo, como el de diciembre de 2016.

Fuentes: Valer Murillo, J. L. (2025), «Inversión térmica», AEMET; Martilli, A. et al. (2022), «Simulating the pollutant dispersion during persistent wintertime thermal inversions over urban areas. The case of Madrid», Atmospheric Research, 270, 106058; Barragán, R. et al. (2023), Remote Sensing, 15, 5583; Conde-Oria, F. y Rasilla, D. F. (2025), «Inversiones térmicas y calidad del aire en la montaña cantábrica: estudio de caso en el valle de Campoo», Investigaciones Geográficas, 83, 37-56; EUMETRAIN, «Po Valley air pollution event in February 2019»; The Local Italy (2023), «Why is air pollution in northern Italy so bad?»; Autofácil (28-12-2016), «Madrid, solo matrículas impares»; Vautard, R. et al. (2018), BAMS, 99, S70-S75.

CAPÍTULO 10La calidad del aire bajo la inversión

La inversión no emite un solo gramo de contaminante, pero es el factor que más hace variar la calidad del aire de un día a otro. Con las mismas emisiones, un valle alpino con inversión duplica sus niveles de óxidos de nitrógeno, y una ciudad bajo un lago de aire frío ve subir sus partículas finas unos 6 µg/m³ cada día que dura el episodio. Este capítulo explica por qué y lo cuantifica con estudios de campo.

10.1 Qué es la calidad del aire y cómo se mide

La calidad del aire expresa cuánto de cada contaminante hay en el aire que respiramos, medido en microgramos por metro cúbico (µg/m³). En España la vigilan las redes de las comunidades autónomas y de los ayuntamientos, con varios centenares de estaciones automáticas que miden de forma continua partículas, óxidos de nitrógeno, ozono, dióxido de azufre y monóxido de carbono.

Para traducir esas cifras a algo comprensible, el Ministerio para la Transición Ecológica publica el Índice Nacional de Calidad del Aire (ICA), aprobado por la Orden TEC/351/2019. Cada estación recibe la peor categoría de entre sus contaminantes:

Todas las cifras en µg/m³. Fuente: MITECO, resolución que actualiza el anexo de la Orden TEC/351/2019.

El índice acompaña cada categoría con recomendaciones para la población general y para los grupos sensibles, y se puede consultar en tiempo real en el visor del Ministerio.

10.2 Las tres palancas: emisiones, química y meteorología

La concentración que mide una estación es el resultado de tres cosas:

• Emisiones: cuánto se vierte al aire (tráfico, calefacciones, industria, quemas, polvo).
• Química: cuánto se transforma, se forma o se destruye en el aire (el NO se convierte en NO₂, los gases se condensan en partículas secundarias, el ozono se forma con el sol).
• Meteorología: en cuánto aire se diluye y durante cuánto tiempo permanece. Aquí manda la inversión.

Las emisiones cambian lentamente: unos pocos puntos de un año a otro, algo más entre un día laborable y un domingo. La meteorología puede cambiar la concentración un orden de magnitud en un par de días. Por eso las tendencias a largo plazo se deben a las emisiones, pero los episodios se deben casi siempre a la meteorología.

El modelo de la caja del capítulo 6 se puede escribir para un episodio de varios días. Si la capa de mezcla tiene altura h, el viento U renueva el aire a lo largo de una distancia L y las emisiones por unidad de superficie son q, la concentración evoluciona así:

El primer término es el grifo, repartido en el espesor h; el segundo, el desagüe por ventilación; el tercero, las pérdidas por depósito y transformación. Con viento casi nulo y h pequeña, el desagüe desaparece y la concentración crece de forma casi lineal con el tiempo, a razón de q/h. Es justo lo que se mide en los lagos de aire frío persistentes (apartado 10.4). Cuando el desagüe funciona, la concentración se estabiliza en un equilibrio proporcional a q·L/(h·U): de nuevo, el inverso del índice de ventilación.

10.3 Cuánto la empeora la inversión: lo que dicen las mediciones

Los estudios de campo coinciden: la inversión multiplica las concentraciones de contaminantes emitidos a ras de suelo entre 1,5 y 4 veces respecto a días con buena dispersión, y en los episodios persistentes las hace crecer día tras día.

Dos matices importan. El primero: la contaminación no se reparte igual en altura. En Salt Lake las PM2,5 eran máximas en los 150 m más bajos del valle y caían hasta un 30 % entre 1 300 y 1 600 m de altitud: los barrios altos respiraban mejor que el fondo. El segundo: el efecto es mayor cuanto más baja y local es la fuente. El tráfico y las calefacciones, que emiten a pocos metros del suelo, son los más sensibles a la inversión.

10.4 La acumulación día a día

En una inversión persistente el problema no es un día malo, sino la suma de muchos. Cada noche la capa estable encierra las emisiones; cada tarde la capa de mezcla, que no logra atravesar la tapa, las reparte en el mismo volumen escaso; y al día siguiente se empieza desde un nivel más alto. La figura aplica la tasa medida en el valle de Salt Lake a una ciudad que empieza el episodio con aire limpio.

Con esa tasa, el aire pasa de «bueno» a «desfavorable» en tres días y a «muy desfavorable» en una semana, sin que las emisiones hayan cambiado. El final llega casi siempre de golpe: un frente, un viento fuerte o una vaguada barre la tapa y en unas horas la concentración vuelve a su nivel de fondo. Es el perfil en «diente de sierra» típico de los inviernos con anticiclones persistentes.

10.5 El ritmo diario de cada contaminante

La inversión nocturna y la capa de mezcla diurna imponen a cada contaminante un ritmo propio, que se reconoce en las gráficas horarias de cualquier estación urbana en invierno:

• NO₂ y CO: dos picos, uno con el tráfico de primera hora, cuando la inversión aún no se ha roto, y otro al anochecer, cuando el tráfico de vuelta coincide con la formación de la capa estable. A mediodía bajan porque la capa de mezcla diluye las emisiones en un volumen varias veces mayor.
• Partículas de calefacción de leña: máximo de madrugada y a última hora de la tarde, cuando se encienden las estufas bajo la capa estable.
• Ozono en la ciudad: el patrón inverso. De noche, bajo la inversión, el NO de los tubos de escape lo destruye y puede caer casi a cero. Por la mañana, cuando la capa de mezcla alcanza la capa residual, baja de golpe el ozono que se había conservado arriba.
• Contaminantes de chimeneas altas: pueden estar casi ausentes de noche, porque viajan por encima de la inversión, y aparecer de repente por la mañana con la fumigación.

10.6 Química bajo la tapa

La inversión no solo concentra: también cambia la química. El aire frío, húmedo y estancado favorece que los gases se conviertan en partículas secundarias. El ácido nítrico que procede del NO₂ se combina con el amoniaco de la agricultura y la ganadería y forma nitrato amónico, que es estable a baja temperatura y crece dentro de las gotitas de niebla. Por eso, en los episodios invernales largos, buena parte de las PM2,5 no sale de ningún tubo de escape, sino que se fabrica en el propio aire atrapado.

En verano el mecanismo es otro. La inversión de subsidencia de un anticiclón deja días de sol intenso y aire quieto: los óxidos de nitrógeno y los compuestos orgánicos volátiles se «cocinan» durante varios días bajo la tapa y forman ozono y aerosoles fotoquímicos. Es el smog de Los Ángeles (capítulo 7) y el de muchas ciudades mediterráneas en julio y agosto.

10.7 El aire de dentro de casa

El aire interior no escapa a la inversión. En Cracovia, Ścibor et al. (2020) midieron que en los días de mala dispersión las PM10 del interior de las viviendas eran unos 40 µg/m³ más altas que en los días de buena dispersión: el aire contaminado entra por ventanas, rendijas y ventilación. Por eso, en un episodio, conviene ventilar a mediodía, cuando la capa de mezcla está en su máximo, y no al amanecer ni al anochecer.

Fuentes: MITECO, Índice Nacional de Calidad del Aire y resolución de actualización del anexo; Chélala, C. y Thudium, J. (2011), Air pollution and traffic in the Alpine transit corridors of Gotthard and Brenner 2004-2010, iMONITRAF!; Silcox, G. D. et al. (2012), «Wintertime PM2.5 concentrations during persistent, multi-day cold-air pools in a mountain valley», Atmospheric Environment, 46, 17-24; Largeron, Y. y Staquet, C. (2016), «The atmospheric boundary layer during wintertime persistent inversions in the Grenoble valleys», Frontiers in Earth Science, 4:70; Ścibor, M., Bokwa, A. y Balcerzak, B. (2020), «Impact of wind speed and apartment ventilation on indoor concentrations of PM10 and PM2.5 in Kraków», Air Quality, Atmosphere & Health, 13, 553-562; Lareau, N. P. et al. (2013), BAMS; Zhang, L. et al. (2015), Atmospheric Environment, 104; Seinfeld, J. H. y Pandis, S. N. (2016), Atmospheric Chemistry and Physics, Wiley.

CAPÍTULO 11Salud, normativa y predicción

La inversión no es dañina por sí misma: lo dañino es lo que concentra. Por eso la respuesta a un episodio combina tres cosas: saber cuánto contaminante es aceptable (normativa), prever cuándo la atmósfera dejará de diluirlo (predicción) y reducir las emisiones mientras dura (protocolos).

11.1 Efectos sobre la salud

Las partículas finas (PM2,5) penetran hasta los alvéolos y pasan a la sangre; el NO₂ inflama las vías respiratorias; el ozono irrita los pulmones. Durante los episodios de inversión aumentan los ingresos hospitalarios por asma, EPOC, infartos e ictus. En Salt Lake City se registraron un 42 % más de visitas a urgencias por asma en las fases finales de los lagos de aire frío prolongados que en días sin inversión. A largo plazo, la Agencia Europea de Medio Ambiente atribuyó unas 238 000 muertes prematuras en 2020 a la exposición a PM2,5 en Europa.

Los grupos más vulnerables son los niños, los mayores, las embarazadas y las personas con enfermedades respiratorias o cardiovasculares.

11.2 Valores de referencia

La Organización Mundial de la Salud revisó en 2021 sus guías de calidad del aire y las endureció mucho. La nueva Directiva europea 2024/2881, que sustituye a la 2008/50/CE, se acerca a ellas con valores límite obligatorios desde el 1 de enero de 2030:

Los episodios de inversión son los que hacen saltar los límites horarios y diarios: un año entero puede cumplir la media anual y fallar por una o dos semanas de anticiclón invernal.

11.3 Cómo se predice una inversión

El predictor dispone hoy de varias herramientas:

• Sondeos previstos. Los modelos numéricos (ECMWF, AROME, HARMONIE, WRF) generan perfiles verticales para cualquier punto y hora. La base, la cima y la intensidad de la inversión se leen igual que en un radiosondeo real.
• Diferencia entre 850 hPa y superficie. Si la temperatura a 850 hPa (unos 1 500 m) es mayor que la temperatura a 2 m, hay inversión entre ambos niveles. Es un indicador rápido que se puede mapear para toda una región.
• Altura de mezcla e índice de ventilación previstos, que los modelos calculan de forma directa.
• Índice de estancamiento atmosférico. En la versión más usada (Horton et al.), un día es «estancado» si el viento medio a 10 m es inferior a 3,2 m/s, el viento a 500 hPa inferior a 13 m/s y la precipitación inferior a 1 mm. Se usa en estudios climáticos y en avisos de calidad del aire.
• Modelos de calidad del aire. El servicio europeo Copernicus (CAMS) ofrece predicciones de contaminantes con un conjunto de modelos regionales. AEMET publica en su sección «Composición química de la atmósfera» índices de calidad del aire, predicciones probabilistas CAMS para cada estación y mapas horarios del modelo MOCAGE.

La parte más difícil es predecir cuándo se romperá: un error de pocas horas en la llegada de un frente o en la disipación de una niebla cambia por completo el pronóstico de calidad del aire.

11.4 Qué hacer durante un episodio

Las administraciones activan protocolos con escenarios crecientes: información a la población, reducción de velocidad, restricciones de aparcamiento y de circulación, recomendaciones de teletrabajo y transporte público, limitación de quemas agrícolas y de calefacciones de leña. A escala personal, en los días de inversión conviene:

• Evitar el ejercicio intenso al aire libre en las horas de más contaminación, que en invierno suelen ser la primera hora de la mañana y la última de la tarde.
• Ventilar la casa a mediodía, cuando la capa de mezcla es más alta.
• No hacer quemas ni usar chimeneas abiertas o estufas de leña poco eficientes.
• Usar transporte público o compartido.
• Consultar los índices de calidad del aire de la comunidad autónoma o de AEMET.

Fuentes: OMS (2021), WHO global air quality guidelines, resumen en Wikipedia, «Air quality guideline»; MITECO, infografía de la Directiva (UE) 2024/2881; AEMET, «Composición química de la atmósfera» y nota de presentación; Lareau, N. P. et al. (2013), PCAPS, BAMS; Horton, D. E. et al. (2014), «Occurrence and persistence of future atmospheric stagnation events», Nature Climate Change, 4, 698-703; The Local Italy (2023), cita de la AEMA.

Documentación complementaria

CAPÍTULO 12Glosario y bibliografía

12.1 Glosario

12.2 Bibliografía

Libros y manuales

• Seinfeld, J. H. y Pandis, S. N. (2016). Atmospheric Chemistry and Physics: From Air Pollution to Climate Change, 3.ª ed. Wiley.
• Snyder, R. L. y Melo-Abreu, J. P. (2005). Frost Protection: Fundamentals, Practice and Economics. FAO.
• Stull, R. B. (1988). An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Kluwer Academic.
• Turner, D. B. (1970). Workbook of Atmospheric Dispersion Estimates. U.S. EPA.
• Wallace, J. M. y Hobbs, P. V. (2006). Atmospheric Science: An Introductory Survey, 2.ª ed. Academic Press.
• Whiteman, C. D. (2000). Mountain Meteorology: Fundamentals and Applications. Oxford University Press.
• OMM. Guía de instrumentos y métodos de observación (CIMO), parte II, cap. 5.
• AMS. Glossary of Meteorology: inversion.
• OACI. Manual de la atmósfera tipo de la OACI (Doc 7488).
• Stull, R. B. (2017). Practical Meteorology: An Algebra-based Survey of Atmospheric Science. Universidad de la Columbia Británica.

Artículos científicos

• Barragán, R. et al. (2023). Study of the effect of different atmospheric conditions on the temporal evolution of the mixing layer over Madrid during the year 2020. Remote Sensing, 15, 5583.
• Bell, M. L. y Davis, D. L. (2001). Reassessment of the lethal London fog of 1952. Environmental Health Perspectives, 109 (supl. 3), 389-394.
• Burgos-Cuevas, A. et al. A seasonal climatology of the Mexico City atmospheric boundary layer. Boundary-Layer Meteorology.
• Conde-Oria, F. y Rasilla, D. F. (2025). Inversiones térmicas y calidad del aire en la montaña cantábrica: estudio de caso en el valle de Campoo. Investigaciones Geográficas, 83, 37-56.
• García, M. et al. (2012). Las inversiones térmicas y la contaminación atmosférica en la zona metropolitana de Guadalajara (México). Investigaciones Geográficas, 58, 9-29.
• Horton, D. E. et al. (2014). Occurrence and persistence of future atmospheric stagnation events. Nature Climate Change, 4, 698-703.
• Lareau, N. P. et al. (2013). The Persistent Cold-Air Pool Study. Bulletin of the American Meteorological Society, 94, 51-63.
• Martilli, A. et al. (2021). Simulating the meteorology during persistent wintertime thermal inversions over urban areas. The case of Madrid. Atmospheric Research, 263.
• Martilli, A. et al. (2022). Simulating the pollutant dispersion during persistent wintertime thermal inversions over urban areas. The case of Madrid. Atmospheric Research, 270, 106058.
• Palarz, A., Celiński-Mysław, D. y Ustrnul, Z. (2017). Temporal and spatial variability of surface-based inversions over Europe based on ERA-Interim reanalysis. International Journal of Climatology, doi:10.1002/joc.5167.
• Pasquill, F. (1961). The estimation of the dispersion of windborne material. Meteorological Magazine, 90, 33-49.
• Vautard, R. et al. (2018). Attribution of wintertime anticyclonic stagnation contributing to air pollution in Western Europe. BAMS, 99, S70-S75.
• Whiteman, C. D. (1982). Breakup of temperature inversions in deep mountain valleys: Part I. Observations. Journal of Applied Meteorology, 21, 270-289.
• Whiteman, C. D. et al. (2004). Inversion breakup in small Rocky Mountain and Alpine basins. Journal of Applied Meteorology, 43, 1069-1082.
• Zhang, L. et al. (2015). On the severe haze in Beijing during January 2013. Atmospheric Environment, 104, 11-21.
• Zhang, Y. et al. (2011). Climatological characteristics of Arctic and Antarctic surface-based inversions. Journal of Climate, doi:10.1175/2011JCLI4004.1.
• Bolton, D. (1980). The computation of equivalent potential temperature. Monthly Weather Review, 108, 1046-1053.
• Brunt, D. (1932). Notes on radiation in the atmosphere. Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 58, 389-420.
• Largeron, Y. y Staquet, C. (2016). The atmospheric boundary layer during wintertime persistent inversions in the Grenoble valleys. Frontiers in Earth Science, 4:70.
• Miles, J. W. (1961). On the stability of heterogeneous shear flows. Journal of Fluid Mechanics, 10, 496-508.
• Silcox, G. D. et al. (2012). Wintertime PM2.5 concentrations during persistent, multi-day cold-air pools in a mountain valley. Atmospheric Environment, 46, 17-24.
• Ścibor, M., Bokwa, A. y Balcerzak, B. (2020). Impact of wind speed and apartment ventilation on indoor concentrations of PM10 and PM2.5 in Kraków, Poland. Air Quality, Atmosphere & Health, 13, 553-562.

AEMET y organismos públicos

• AEMET. Composición química de la atmósfera (predicción de calidad del aire).
• Canino Peña, R. (2024). Estimación de la estabilidad de la inversión térmica de subsidencia en Canarias. TFG, Universidad de La Laguna.
• Met Office. The Great Smog of 1952.
• MITECO. Infografía de la Directiva (UE) 2024/2881.
• NOAA CSL (2012). Winter ozone study in Utah's Uintah Basin.
• NSW EPA. Local Government Air Quality Toolkit, Module 1.
• NWS Billings. Smoke dispersal.
• OMS (2021). WHO global air quality guidelines.
• UIT-R. Recomendación P.453, The radio refractive index: its formula and refractivity data.
• Valer Murillo, J. L. (2025). Inversión térmica. Calendario Meteorológico 2025, AEMET, pp. 252-255; versión divulgativa en Aemetblog.
• Chélala, C. y Thudium, J. (2011). Air pollution and traffic in the Alpine transit corridors of Gotthard and Brenner 2004-2010. Proyecto iMONITRAF!, Oekoscience AG.
• MITECO. Índice Nacional de Calidad del Aire y resolución que actualiza el anexo de la Orden TEC/351/2019.

Divulgación y otros

• AIChE. Donora death fog.
• COMSOL. Why sounds travel farther at night.
• CSUN. Inversion layers.
• Engineering Radio. E-skip, tropospheric ducting and other VHF propagation phenomena.
• EUMETRAIN. Po Valley air pollution event in February 2019.
• Good Fruit Grower. Inversion conditions help inform frost forecasts.
• INFLIBNET. Plume behaviour.
• PBS American Experience. The most dangerous smog in history.
• The Local Italy (2023). Why is air pollution in northern Italy so bad?
• Wikipedia. Cold-air pool; Air quality guideline.
• EGU. Imaggeo, banco de imágenes de geociencias (fuente de las figuras 1.4, 2.2 a 2.5 y 10.1).
• RF Essentials. Atmospheric profile.
• Universidad de Oklahoma. The low-level jet.
• Wikipedia. Fata Morgana (mirage).

Varias fotografías de Imaggeo tienen licencias que no permiten el uso comercial (NC) o la obra derivada (ND); su pie indica la licencia de cada una.

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