EXTRAÍDO DEL TEXTO PUBLICADO EN LA UNED POR
ESTRUCTURA, PROPIEDADES, ORIGEN Y EVOLUCION DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE.
Estructura y propiedades
La atmósfera es la capa gaseosa que rodea toda la superficie de un planeta. La atmósfera terrestre tiene un espesor de unos 2.000 km aproximadamente, aunque el 75% de su masa se concentra en los primeros 11 km. A pesar de ser tan delgada, no es uniforme en todo su volumen, si no que se estructura en capas con distinta composición y propiedades físicas, influidas por los procesos biológicos y geoquímicos, las radiaciones procedentes del Sol o la atracción gravitatoria de la Tierra. En función de la variación de la presión y la temperatura, conforme se asciende desde el suelo, las capas se denominan troposfera, estratosfera, mesosfera y termosfera (Figura 1.1). A continuación se explican algunas de las características más importantes de estas capas.
Figura 1.1. La estructura vertical de la atmósfera (White et al., 1987).
1.1.1. La troposfera
La troposfera es la capa que se encuentra justo en contacto con la superficie de la Tierra, donde todos los seres vivos desarrollan su ciclo vital.
El espesor medio de esta capa es de 12 km de altitud aunque esta cifra es variable según la latitud, siendo máxima en el ecuador y mínima en los polos.
A pesar de ser la capa más delgada de todas las mencionadas, en ella se producen todos los fenómenos meteorológicos que definen el clima.
En la troposfera la temperatura desciende con la altitud, a razón de 6,6 ºC por km, y varía también horizontalmente de unas zonas a otras del planeta. Debido a estos gradientes de temperatura, tienen lugar movimientos horizontales y verticales de masas de aire, por lo que está muy sometida a perturbaciones y procesos turbulentos (los fenómenos meteorológicos) que mantienen el aire en constante agitación. Los movimientos de las masas de aire son capaces de transportar la contaminación hasta lugares muy alejados de sus fuentes de emisión y provocan también su dilución.
En ocasiones, los fenómenos meteorológicos pueden hacer que el gradiente negativo de temperatura se acentúe, disminuya e incluso se interrumpa a una altitud determinada. El gradiente determina entonces las condiciones de estabilidad atmosférica que regulan los movimientos verticales de las masas de aire en la troposfera y, por lo tanto, la dispersión de la contaminación. Cuando el gradiente vertical de temperatura se interrumpe, la temperatura del aire aumenta con la altura, lo que se conoce como inversión térmica (Figura 1.2).
Figura 1.2. Diagrama del cambio de la temperatura del aire con la altitud en una situación normal y de inversión térmica (Strahler y Strahler, 1989).
Las masas de aire por debajo de la inversión, más frías y más densas, no pueden elevarse por encima del aire más cálido de la zona de inversión. Como consecuencia, se produce el aislamiento de las capas de aire que quedan por debajo y por encima de esta inversión.
Las inversiones térmicas, por ejemplo, están en el origen de la formación de nieblas, cuando la capa de inversión está muy próxima a la superficie del suelo. Además juegan un papel importante en la dispersión de la contaminación atmosférica pues pueden provocar que el volumen disponible para que se diluyan los gases emitidos sea particularmente limitado en determinadas situaciones.
Uno de los fenómenos más importantes que sucede en esta capa y que determina en gran medida el clima de la superficie y cómo se van a mover las masas de aire en ella, son las células de convección, que redistribuyen el calor que llega del Sol desde las zonas más calientes (el ecuador y los trópicos) hacia las zonas más frías, los polos. En el ecuador, el calentamiento intenso del suelo provoca la ascensión de masas de aire en contacto con la superficie y su desplazamiento a zonas más frías. Durante el ascenso, este aire se expande y el vapor de agua que arrastra se condensa y, finalmente, produce lluvias, razón por la cual existe un máximo de lluvia en la zona ecuatorial. Conforme las masas de aire se desplazan hacia los polos, se enfrían y retornan a la superficie, desde donde inician el retorno hacia la zona ecuatorial. Este sistema de circulación de vientos se realiza a la vez, aunque de forma independiente en los dos hemisferios, lo que dificulta el intercambio de gases entre las dos células de convección (Figura 1.3).
En realidad, este patrón general de circulación se subdivide en tres células en cada hemisferio, generadas como consecuencia del efecto de los movimientos de rotación y traslación de la Tierra y la presencia de los continentes sobre las masas de aire en circulación. Las células que se extienden hasta los 30º de latitud norte y sur y que dominan las zonas tropicales y ecuatoriales se denominan células de Hadley. Las masas de aire procedentes del ecuador descienden a una latitud de 25-40º, creando un cinturón subtropical de altas presiones que generan zonas de calma persistente con vientos flojos y climas secos El retorno de los vientos hacia el ecuador, desviados por el efecto Coriolis, forma unos vientos en sentido este-oeste llamados vientos alisios. La zona de convergencia de los vientos alisios del hemisferio norte y sur en la zona cercana al ecuador terrestre, llamada zona de convergencia intertropical, varía de 20 a 30º latitudinalmente sobre los continentes sudamericano, África, el sureste asiático y el Océano Índico en función de la época del año y por influencia de las masas continentales.
Figura 1.3. Circulación primaria de la atmósfera sin considerar el efecto de discontinuidad de los continentes en el hemisferio norte (White et al., 1987).
Entre los 30 y los 60º se sitúa otra célula, llamada célula de Ferrel, que impulsa vientos de superficie dominantes en sentido oeste-este (westerlies) en dirección hacia los polos, frecuentemente interrumpidos por el paso de tormentas ciclónicas y vientos procedentes de los polos. Finalmente, los sistemas de altas presiones polares generan vientos dominantes del este, aunque esta situación puede verse modificada por factores locales. Gracias a todo este sistema de vientos en superficie, se producen encuentros entre masas calientes y húmedas procedentes del ecuador y masas frías y secas que vienen del polo, lo que se traduce en la formación de ciclones y anticiclones itinerantes. Los primeros están asociados a movimientos de ascenso de aire que generan tiempo lluvioso, mientras que los segundos, corresponden a movimientos descendentes y dan lugar a tiempo seco y soleado.
A este sistema de circulación global del aire troposférico, también hay que añadir los movimientos de aire de ámbito local o regional, influenciados por la topografía, como son los sistemas de brisas marinas en la costa, las brisas de valle en la montaña o la isla de calor en las ciudades. Estos tres fenómenos son generados por el ciclo diurno solar, que calienta de forma diferenciada las superficies en una región en función de sus características (cobertura vegetal, masas de agua, superficies de cemento, etc.) y de su posición topográfica (ladera de solana o de umbría, etc.). En las zonas costeras, el sol calienta más la superficie de la tierra que la del océano. Las capas de aire próximas a la superficie del suelo tienden a ascender y su posición es reemplazada por aire frío del mar, originando un viento en dirección mar-tierra durante el día. Por la noche ocurre el proceso inverso, debido a que la tierra se enfría más rápido que el agua del mar, generando una brisa en sentido tierra-mar. Las brisas de valle ocurren cuando las laderas soleadas se calientan más que el fondo del valle y las laderas en umbría, produciendo vientos ligeros que ascienden por la ladera de solana y descienden por la de umbría.
En cuanto a la isla de calor, este fenómeno se produce debido a la mayor temperatura en el interior de la ciudad respecto a su entorno, debido a la capacidad de los materiales de construcción para absorber el calor del sol. El calentamiento de la ciudad puede provocar una circulación que induce el intercambio de masas de aire con las zonas alrededor de la misma.
La composición química de la troposfera es aproximadamente constante en todo su volumen. El gas mayoritario es el nitrógeno (N2), que constituye un 78% del volumen total. El segundo en importancia es el oxígeno (O2), con un 21% y el tercero el argón (0,9%). El resto de gases (en total, el 0,1% restante), son una gran variedad de compuestos, minoritarios en comparación con los anteriores, pero que juegan un papel muy importante en las reacciones químicas en esta región de la atmósfera. Entre ellos destacan el dióxido de carbono (CO2) (0,03%) y algunos de los contaminantes que estudiaremos como los óxidos de nitrógeno, el monóxido de carbono o el ozono.
El elemento más destacable de la composición química de esta capa, aunque muy variable en el tiempo y el espacio, es la presencia de agua en estado de vapor. Se encuentra en proporciones que varían entre un 4% del total en las zonas tropicales hasta unas pocas décimas en los polos y las zonas desérticas. El agua es responsable de gran parte de las reacciones químicas que ocurren en la baja atmósfera, como veremos a lo largo de las secciones siguientes.
Además de estos compuestos gaseosos, también se pueden encontrar partículas sólidas y líquidas en suspensión, procedentes de los océanos, la erosión del suelo, las erupciones volcánicas o los incendios forestales. Estas partículas no son inertes, si no que forman parte activa de los procesos fisicoquímicos que ocurren en la atmósfera, como la formación de nubes, influyendo sobre el balance energético terrestre o actuando como catalizadores.
El límite entre la troposfera y la siguiente capa, la estratosfera, recibe el nombre de tropopausa. Aquí la tendencia de descenso de la temperatura con la altura se rompe, lo que supone un impedimento para la mezcla de gases a ambos lados de este límite, pues el aire ascendente de la troposfera no puede continuar su movimiento de subida. Es, por ejemplo, la altura a la que llegan las nubes más altas.
La estratosfera
La estratosfera es la capa de la atmósfera comprendida entre los 12 y los 50 km de altura. Recibe ese nombre porque el aire se mueve en capas horizontales (o estratos) y el intercambio de gases entre capas es escaso. La temperatura aquí aumenta con la altura hasta alcanzar los 0 ºC, debido a las reacciones fotoquímicas que ocurren en esta capa, lo que impide el ascenso de las masas de aire más frías y densas por encima de las más calientes y menos densas. Por este motivo, las masas de aire se distribuyen de forma horizontal, no hay movimientos verticales, y ésta es la razón por la cual no se producen fenómenos meteorológicos en esta zona de la atmósfera.
Entre los rasgos más importantes de la composición química de esta capa están la práctica ausencia de vapor de agua y la presencia del 80% del ozono (O3) de la atmósfera, fundamentalmente concentrado en una capa llamada capa de ozono, alrededor de los 25 km de altura. En esta capa, que rodea todo el planeta, la concentración media de O3 es de unas 10 ppm, aunque varía con la latitud y la época del año. Los mayores niveles se dan cerca de los polos, en los meses de marzo y abril en el norte y en noviembre en el sur mientras que en el ecuador la concentración es de cerca del 50% respecto a los polos durante todo el año. La capa de ozono cumple una función muy importante de filtrado de algunas radiaciones ultravioleta de alta energía procedentes del Sol que se dan a esta altitud y que resultan muy perjudiciales para los seres vivos. Otros compuestos presentes en la estratosfera, minoritarios pero importantes desde el punto de vista de las reacciones químicas que se producen a esta altitud, son el metano (CH4), los óxidos de nitrógeno (NOx) o los compuestos halogenados. El límite superior de la estratosfera se conoce como estratopausa, que forma el límite con la mesosfera.
La mesosfera y la termosfera
Estas son las capas más externas, en ellas la presión atmosférica es muy baja y es allí donde son absorbidos los rayos más energéticos provenientes del Sol. La mesosfera se extiende hasta los 90 km y contiene sólo el 0,1% de la masa de la atmósfera. En ella la temperatura vuelve a descender con la altura, hasta los 90 ºC bajo cero. Por encima se sitúa la termosfera. En esta segunda capa el gradiente de temperatura es positivo, por lo que la temperatura aumenta de forma acusada con la altura. Aquí se llegan a disociar las moléculas de oxigeno (O2) y de nitrógeno (N2) para transformarse en átomos libres y se fotoionizan muchos elementos. Es por ello que la zona entre los 50 y los 300 km de altitud también se denomina ionosfera, debido a la presencia de iones producidos por la interacción entre la radiación solar y los elementos aquí presentes. Los movimientos de los iones están regulados por el campo magnético terrestre. La ionosfera contribuye a la reflexión de las ondas de radio emitidas desde la superficie terrestre, lo que favorece que estas señales puedan viajar grandes distancias. Es también en esta zona donde se produce el fenómeno de las auroras boreales, cuando las especies químicas presentes interaccionan con el viento solar, y donde se desintegran los meteoritos, proceso que conocemos como estrellas fugaces.
Origen y evolucion de la atmosfera terrestre
Desde la formación de la Tierra, la composición de la atmósfera no ha sido la misma, si no que constituye el resultado de sus interacciones con la hidrosfera, el suelo y los seres vivos a lo largo de millones de años. Durante el proceso de formación del planeta, debido a la acreción del material que giraba alrededor del Sol, se generó el calor suficiente como para permitir la emisión de los gases que permanecían atrapados en el núcleo y la disociación de minerales que dio lugar a la atmósfera primitiva.
Esta atmósfera estaba compuesta fundamentalmente por agua, dióxido de carbono y nitrógeno, pero también por otros gases como el hidrógeno, el metano y el amoniaco. La característica fundamental de los gases que componían la atmósfera era su carácter reductor y su gran reactividad, se denomina por ello atmósfera reductora. La composición de la atmósfera primitiva era similar a la de otros planetas del sistema solar cercanos al Sol, como Venus y Marte.
Tras su formación, las atmósferas de los planetas interiores iniciaron una lenta evolución, en la que Venus y Marte siguieron un camino diferente al de la Tierra. En la actualidad, la composición de los dos primeros está constituida en un 95-96% por CO2, y de un 2,7 a un 3,5% de N2, mientras que el oxígeno es un gas minoritario. Esta es la situación contraria a la que se encuentra en la atmósfera terrestre actual, compuesta en su mayoría por nitrógeno y oxígeno, como se explica en el apartado anterior. La razón de esta diferencia tan importante en relación con otros planetas es la existencia de la vida. En ausencia de procesos biológicos que produzcan oxígeno, como es la fotosíntesis, la concentración de O2 sería 1012 veces inferior a la actual. Debido a la intensa actividad de las primeras bacterias que realizaban la fotosíntesis utilizando el H2O como aceptor final de electrones y que eliminaban O2 como desecho, el O2 se fue acumulando en la atmósfera hasta convertirse en el segundo gas más abundante. Esto provocó un cambio radical en la composición de la atmósfera de una atmósfera reductora a una oxidante. Con el tiempo, parte de este oxígeno se fue desplazando y acumulando en capas más altas de la atmósfera donde, mediante la interacción con los rayos solares que alcanzaban esa zona, se formó y se concentró el ozono (O3), constituyendo lo que conocemos en la actualidad como la capa de ozono. La capa de ozono, capaz de filtrar los rayos más dañinos del Sol para los seres vivos, permitió a éstos colonizar la tierra firme.
Aunque con algunas variaciones, la concentración de los gases de la nueva atmósfera se ha mantenido aproximadamente constante hasta la actualidad.
Una excepción a esta homogeneidad temporal son las variaciones que se han producido en la concentración de CO2 en épocas pasadas y también en la actualidad. Por ejemplo, la concentración preindustrial (año 1750) de CO2 de 280 ppm, que se había mantenido aproximadamente constante durante los últimos 10.000 años aumentó hasta 379 ppm en 2005 (IPCC, 2007).
BALANCE ENERGETICO DE LA TIERRA Y EFECTO INVERNADERO
Todo el aporte energético que recibe la Tierra, 342 W⋅m-2 aproximadamente, procede del Sol. De esta radiación que alcanza el planeta, sólo el 49% llega hasta la superficie terrestre y es absorbida por ésta. El resto es absorbida por la atmósfera, calentando el aire, generando cambios de estado o reacciones fotoquímicas, o resulta reflejada de vuelta hacia el espacio. Este último proceso constituye lo que se conoce como albedo terrestre, es decir, la radiación reflejada hacia el espacio.
El espectro solar, o en otras palabras, el conjunto de radiaciones que nos llegan del Sol tiene distintas propiedades según su nivel de energía. La energía de estas radiaciones es directamente proporcional a la frecuencia de sus ondas e inversamente proporcional a su longitud de onda. Por lo tanto, las radiaciones de alta frecuencia y onda corta son más energéticas que las radiaciones de baja frecuencia y longitud de onda larga. Existen radiaciones de alta energía, como son los rayos ultravioleta B y C (UVB y UVC respectivamente) (0,2 a 0,32 μm de longitud de onda) que pueden, por ejemplo, provocar quemaduras de la piel.
En cambio otras ondas de menor energía, como los rayos UVA (0,32 a 0,4 μm) o la luz visible (0,4 a 0,7 μm) son necesarios para los seres vivos porque permiten funciones tan importantes como la fijación de vitamina D en los seres humanos (el primero) o la fijación del CO2 por las plantas a través de la fotosíntesis. Justo a continuación de la luz visible existe un conjunto de radiaciones de onda larga (0,7 a 100 μm) que se denominan infrarrojos (IR) y que normalmente se asocian con la transmisión de calor.
En este apartado nos referiremos a las radiaciones de longitud de onda inferior a 0,7 μm como radiaciones de onda corta, mientras que a las de longitud de onda superior a 0,7 μm como radiaciones de onda larga. Los gases que componen la atmósfera pueden interactuar con la radiación del Sol de formas diversas en función del tipo de onda que se considere. Como hemos visto, el ozono (O3) es capaz de absorber radiaciones de longitud de onda en el rango de los UVB y UVC, mientras que el agua y el dióxido de carbono (CO2) absorben gran cantidad de radiaciones de onda larga como los IR. Este hecho explica la importancia de la capa de ozono estratosférico o la existencia de un efecto invernadero atmosférico.
En la Tabla 1.1 y la Figura 1.4 se especifican los rangos de absorción de la radiación solar de diferentes gases que componen la atmósfera.
Tabla 1.1. Absorcion de la radiacion solar por los principales gases de la atmosfera (White et al. 1987)
|
Gas |
Longitud de onda de maxima absorcion |
Color |
|
Oxígeno (O2) |
0.69 – 0.76 μm |
(visible –rojo) |
|
Dióxido de carbono (CO2) |
12 – 18 μm |
(infrarrojo) |
|
Ozono (O3) |
0.23 – 0.32 μm |
(ultravioleta) |
|
Vapor de agua (H2O) |
5 – 8 μm y 11 – 80 μm |
(infrarrojo) |
|
Agua líquida (nubes) |
3, 6, 12 – 18 μm |
(infrarrojo) |
Figura 1.4. Espectro de absorción de la atmósfera. Escala relativa de absorción:
1, absorción total; 0, sin absorción (White et al., 1987).
Como se ha mencionado, la radiación solar que llega a la Tierra interacciona con la atmósfera y la superficie terrestre. Todos estos procesos equilibran un balance de energía como el que se representa en la Figura 1.5.
Figura 1.5. Balance de radiación de la Tierra (IPCC, 2001).
Tras alcanzar la Tierra, aproximadamente un 41% de la energía que procede del Sol es interceptada por los componentes de la atmósfera. Alrededor de la mitad de la radiación interceptada es reemitida al espacio en forma de radiaciones de onda corta, un pequeño porcentaje se almacena en las propias nubes y el resto se reemite hacia el suelo como radiación de onda larga. Tan solo un 49% del total alcanza la superficie directamente para calentar la superficie, aunque un porcentaje de la misma es también reflejada por el suelo. La distribución en profundidad de la energía en la superficie terrestre varía en función del tipo de superficie sobre la que incide la radiación. En los océanos, el oleaje distribuye el calor de forma homogénea en los primeros 100 m de profundidad, mientras que en tierra firme esta distribución depende de la cobertura vegetal, la presencia de nieve o hielo o el tipo de suelo considerado. La superficie calentada por el Sol se enfría de nuevo emitiendo fundamentalmente radiaciones de onda larga en el espectro de los IR (entre 5 y 30 μm). Algunos componentes de la atmósfera como el vapor de agua, el CO2 o el metano (CH4) son opacos a las ondas del IR como las que emite la superficie terrestre. Parte de esta radiación emitida es absorbida por estos gases y devuelta a la superficie en forma de radiación de onda larga. Este proceso se conoce como efecto invernadero y los gases responsables del mismo, gases de efecto invernadero. El resultado es similar al efecto de un invernadero, que se calienta más que el exterior durante el día y mantiene la temperatura del interior durante la noche, cuando el Sol ya no calienta, gracias a que parte del calor emitido es reflejado de nuevo hacia el interior.
Sin atmósfera, con una atmósfera mucho más delgada o con diferente composición, como ocurre en Marte con una atmósfera del orden del 1% de la terrestre, las temperaturas resultarían demasiado bajas para la mayoría de los seres vivos. De hecho, la temperatura media de la Tierra sin efecto invernadero sería de unos –22 ºC, en lugar de los 16 ºC actuales. En cambio, con una atmósfera muy gruesa, como la de Venus, las temperaturas y presiones alcanzarían valores de 460 ºC y 90 atmósferas respectivamente.
Parte de la energía que llega a la superficie se disipa en la evaporación de las masas de agua superficiales, del suelo y del agua contenida en la vegetación, procesos que se engloban en la evapotranspiración. La cantidad de energía necesaria para provocar el cambio de estado del agua de líquido a gas se conserva como calor latente, y puede volver a ser liberado con la condensación de ese vapor de agua. El resto de la energía se disipa en forma de calor que se transmite al aire.
Finalmente, una parte de la radiación de onda larga emitida desde la atmósfera y desde la superficie escapa al espacio, con lo que el balance energético entre la radiación incidente y la emitida es cero.
