La atmósfera terrestre

Introducción a las Ciencias de la Atmósfera
Unidad 1: La atmósfera terrestre
1. Composición de la Atmósfera
La atmósfera de la tierra es una delgada envoltura gaseosa compuesta por una mezcla
de gases de los cuales el nitrógeno, oxígeno, argón y dióxido de carbono constituyen el
99,98% de su volumen. Además, las observaciones dan como resultado que estos gases
conforman una mezcla homogénea hasta unos 80 km.
Además de estos gases, el vapor de agua, que es mucho más variable en cuanto a su
presencia en el espacio y en el tiempo, es un constituyente atmosférico vital. En la
atmósfera también existen cantidades significativas de aerosoles, que son partículas
suspendidas de sales marinas, polvo, materia orgánica y humo. Provienen tanto de
fuentes naturales como de las actividades humanas.
2. Variaciones con la altura
Podría suponerse que los gases más ligeros (en especial hidrógeno y helio) abundan
cada vez más hacia la parte superior de la atmósfera, pero la mezcla turbulenta en gran
escala evita que se produzca esta separación por difusión, incluso a alturas de varias
decenas de kilómetros por encima de la superficie. Las variaciones con la altura que se
observan están relacionadas con la localización de las fuentes de los dos gases no
permanentes más importantes: el vapor de agua y el ozono. Puesto que ambos absorben
parte de la radiación solar y terrestre, el balance de calor y la distribución vertical de
temperatura de la atmósfera se ven considerablemente afectados por la distribución de
estos dos gases.
El vapor de agua constituye hasta el 4% en volumen de la atmósfera cerca del suelo,
pero está casi totalmente ausente de ella por encima de los 10 o 12 km. Se incorpora a la
atmósfera por la evaporación de las aguas superficiales o por la transpiración de las
plantas, y la turbulencia atmosférica lo transporta hasta la parte superior de la misma. La
turbulencia es más efectiva por debajo de los 10 km aproximadamente y, puesto que la
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densidad máxima posible de vapor de agua en el aire frío es siempre muy baja, existe
poco vapor de agua en las capas superiores de la atmósfera.
El ozono (O3) se encuentra concentrado principalmente entre los 15 y los 35 km. Las
capas superiores de la atmósfera reciben la radiación ultravioleta del sol, y ésta origina la
ruptura de las moléculas de oxígeno en la capa que está situada entre los 80 y los 100
km aproximadamente (es decir, O2 = O + O). Estos átomos separados (O + O) pueden
combinarse entonces individualmente con otras moléculas de oxígeno, dando lugar al
ozono,
O2 + O + M = O 3 + M
donde M representa la cantidad de movimiento y la energía necesarias que son
proporcionados por el choque con un tercer átomo o molécula. Estos choques de tres
cuerpos son raros entre 80 y 100 km a causa de la bajísima densidad de la atmósfera,
mientras que por debajo de los 35 km aproximadamente la mayor parte de la radiación
ultravioleta incidente ha sido absorbida en los niveles superiores. Por lo tanto, el ozono se
forma principalmente entre los 30 y los 60 km, donde son más probables los choques
entre O y O2. El propio ozono es inestable y puede ser destruido, tanto por choques con
oxígeno monoatómico, en cuyo caso vuelve a formarse oxígeno (es decir, O 3 + O = O 2 +
O2), como por la acción que la radiación ejerce sobre él.
La transformación constante del oxígeno en ozono y del ozono en oxígeno por procesos
fotoquímicos mantiene un equilibrio aproximado por encima de unos 40 km, pero la
proporción de mezcla del ozono es máxima a unos 35 km, mientras que la densidad
máxima de ozono se encuentra mucho más abajo, entre los 20 y los 25 km. Esto es el
resultado de algún mecanismo de circulación que transporta ozono hacia abajo, a niveles
en que su destrucción es menos probable, permitiendo así una acumulación del gas. Aun
así, es necesario darse cuenta de que, a pesar de la importancia de la capa de ozono, si
la atmósfera se comprimiese hasta las condiciones normales (presión y temperatura
normales al nivel del mar), el ozono contribuiría sólo en unos 3 mm al espesor total de 8
km de la atmósfera.
Los aerosoles penetran en la atmósfera por medio de la polución causada por el
hombre y por las prácticas agrícolas, así como a través de los incendios forestales, la
rompiente de las olas en el mar, las erupciones volcánicas y el polvo levantado por el
viento. Las partículas de mayor tamaño caen rápidamente hacia la superficie o son
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lavadas por la lluvia a los pocos días, pero las partículas finas procedentes de las
erupciones volcánicas pueden residir en la estratosfera por encima del nivel de los
procesos meteorológicos durante 1 a 3 años.
3. Presión atmosférica
El aire es muy compresible, de forma que sus capas inferiores son mucho más densas
que las superiores. El cincuenta por ciento de la masa total de aire se encuentra por
debajo de los 5 km y la densidad promedio decrece desde unos 1,2 kg m–3 en la
superficie hasta 0,7 kg m–3 a 5000 m.
La presión se define como fuerza por unidad de superficie. Las unidades utilizadas por
los meteorólogos reciben el nombre de hectopascales (hPa); un hectopascal es igual a la
fuerza que ejercen 100 newtons sobre un metro cuadrado. El instrumento utilizado para
medir la presión es el barómetro de mercurio, que, en realidad mide el peso de la
columna de mercurio que la atmósfera puede equilibrar en un tubo de vidrio colocado
verticalmente. La parte superior del tubo está cerrada y tiene un espacio vacío, y la parte
inferior, que está abierta, se sumerge en una cubeta de mercurio. A causa de la presión
que ejerce sobre la superficie del mercurio de la cubeta, la atmósfera es capaz de
mantener en el tubo una columna de mercurio, de aproximadamente 760 mm de altura
(unos 1013 hPa). Sin embargo, con el fin de poder comparar la presión en diversos
puntos geográficos, es necesario considerar todavía otro factor. Debe efectuarse una
corrección de las lecturas barométricas, a causa de las variaciones de presión originadas
por las diferencias de gravedad que, al nivel del mar, varía desde 9,78 m s –2 en el
ecuador, hasta 9,83 m s–2 en los polos. Las lecturas de presión se reducen al valor patrón
de 9,81 m s–2 para 45° de latitud. Las lecturas del barómetro de mercurio deben también
ser corregidas, a causa de la dilatación térmica del mercurio. La temperatura que se
adopta como tipo es 0°C.
La presión atmosférica, dado que depende del peso de la atmósfera que existe por
encima de un nivel dado, disminuye logarítmicamente con la altura. Esta relación queda
expresada mediante la ecuación hidrostática:
dp
= −g ρ
dz
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es decir, la relación entre la variación de la presión (p) y la variación de la altura (z)
depende de la gravedad (g) multiplicada por la densidad del aire ( ρ). Integrando la
ecuación hidrostática entre una altura z y el tope de la atmósfera obtenemos la expresión:
∞
p z =∫z ρ  g dz
Para una capa en la atmósfera de espesor (H) con un valor medio de temperatura (T),
obtenemos una expresión para la presión atmosférica (p) en función de la altura (z):
−z/H
p( z ) = p(0) e
Si consideramos la ecuación de estado para los gases ideales p = ρRT , obtenemos:
−z/H
ρ ( z ) = ρ (0) e
es decir, que la presión (o la densidad del aire) disminuye en forma exponencial con la
altura. La temperatura del aire afecta la disminución de la presión con la altura, siendo
más marcada en el aire frío y denso. La presión media a nivel del mar es de 1013,25 hPa,
y la densidad media es de aproximadamente 1 kg m–3.
4. Capas de la atmósfera
Hemos visto que tanto la presión como la densidad del aire disminuyen con la altura
sobre la Tierra –rápido cerca de la superficie, y luego en forma más lenta. La temperatura
del aire, en cambio, presenta un perfil vertical más complicado. La temperatura disminuye
desde la superficie hasta una altitud de aproximadamente 11 km. Esta disminución de la
temperatura con la altura se debe fundamentalmente al hecho de que la radiación solar
calienta la superficie de la Tierra, y ésta a su vez calienta al aire que se encuentra
encima. La tasa a la cual la temperatura disminuye con la altura se denomina gradiente.
El gradiente medio (o standard) en esta región de la atmósfera inferior es de 6,5°C por
kilómetro. Debe tenerse en cuenta que este valor proviene de un promedio. En ciertos
días, el aire se torna más frío en forma más rápida a medida que nos desplacemos en la
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vertical. En otros días, en cambio la temperatura del aire disminuye más lentamente con
la altura, y el gradiente será menor. Es decir que el gradiente fluctúa, variando de un día
a otro y de una estación del año a otra.
En esta capa de la atmósfera (desde superficie hasta 11 km) tienen lugar prácticamente
todos los fenómenos meteorológicos. Esta capa se caracteriza por estar bien mezclada
debido al ascenso y descenso de corrientes de aire. Es común para las moléculas de aire
circular a través de un espesor de más de 10 km en unos pocos días. Esta región de la
atmósfera en la que el aire posee movimientos turbulentos y que se extiende desde la
superficie de la Tierra hasta donde el aire se detiene a medida que se enfría con la altura
se denomina troposfera.
Por encima de los 11 km la temperatura del aire ya no disminuye con la altura. En este
caso el gradiente vale cero. Esta región, donde la temperatura del aire permanece
constante con la altura, se la denomina isotermia. La base de esta región marca el tope
de la troposfera y el comienzo de otra capa, la estratosfera. El límite que separa la
troposfera de la estratosfera se denomina tropopausa. La altura de la tropopausa es
variable. Por lo general su elevación es mayor sobre las regiones ecuatoriales, y
disminuyendo hacia los polos. Normalmente la tropopausa está más alta durante el
verano y más baja en invierno en todas las latitudes. En ciertas regiones, la tropopausa
se quiebra resultando difícil su identificación. En estos lugares se ha observado mezcla
entre aire troposférico y estratosférico. Estos quiebres también indican la posición de las
corrientes en chorro.
En la estratosfera a una altitud de alrededor de 20 km, la temperatura comienza a
aumentar con la altura. Un aumento de este tipo en la temperatura del aire con la altura
se denomina inversión térmica. La capa de inversión, que se extiende hacia abajo hasta
la isotermia, constituye un tope para las corrientes verticales de la troposfera, evitando su
mezcla con aire de la estratosfera. La inversión también tiende a reducir la cantidad de
movimiento vertical dentro de la misma estratosfera, con lo cual se trata de una capa que
se caracteriza por estar estratificada.
Si bien la temperatura del aire aumenta con la altura, el aire a una altitud de 30 km es
extremadamente frío, en promedio con una temperatura inferior a –46°C. En este nivel
sobre latitudes polares, la temperatura del aire puede cambiar abruptamente de una
semana a otra, a tal punto que un calentamiento repentino puede elevar la temperatura
50°C en tan solo una semana. Estos bruscos calentamientos se deben probablemente a
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aire que desciende asociado a cambios en la circulación que ocurren a fines del invierno
o comienzos de la primavera.
La presencia de la inversión en la estratosfera se debe al papel que desempeña el
ozono en calentar el aire a esa altura. Si bien se lo encuentra en toda la estratosfera, la
mayor concentración de ozono se localiza entre 20 y 30 km, constituyendo la denominada
capa de ozono. El papel fundamental del ozono estratosférico consiste en absorber la
mayor parte de la radiación ultravioleta proveniente del Sol. Parte de esta energía
absorbida calienta la estratosfera, lo cual explica la presencia de una inversión. Si el
ozono no estuviese presente, es probable que el aire se tornara más frío con la altura, en
forma similiar a lo que sucede en la troposfera.
Por encima de la estratosfera yace la mesosfera (“esfera del medio”). Aquí la densidad
del aire es muy baja al igual que la presión. Si bien la proporción de nitrógeno y oxígeno
permanece prácticamente igual a la que se observa en la troposfera, un volumen de aire
mesosférico contiene muchas menos moléculas de oxígeno que un volumen de aire
troposférico. En este nivel, sin un equipo de respiración artificial apropiado, el cerebro
sufrirá déficit de oxígeno –situación conocida como hipoxia– y ocurriría asfixia. Con una
temperatura media de –90°C, el tope de la mesosfera representa la región más fría de la
atmósfera terrestre.
La “capa caliente” por encima de la mesosfera es la termosfera. Aquí las moléculas de
oxígeno absorben una parte de la radiación solar, resultando en un calentamiento del
aire. En la termosfera, se encuentran relativamente pocos átomos y moléculas. Como
consecuencia, la absorción de una pequeña proporción de energía irradiada por el Sol
provoca un aumento importante en la temperatura del aire.
A pesar que la temperatura en la termosfera es realmente elevada, una persona
protegida del Sol no necesariamente percibiría sensación de calor. Ello se debe a que la
poca cantidad de moléculas en esta región de la atmósfera baja las probabilidades de
que éstas impacten sobre algún objeto (como podría ser la piel expuesta) y logren
transferir suficiente energía como para incrementar el calor. La baja densidad de la
atmósfera también significa que una molécula de aire recorrerá en promedio una
distancia de cientos de metros antes de colisionar con otra molécula. Una molécula de
aire similar sobre la superficie de la Tierra se moverá una distancia promedio inferior a
una millonésima de centímetro antes de colisionar con otra molécula.
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5. Atmósfera Standard
La definición de “atmósfera estándar” proviene de la ‘1976 U. S. Standard Atmosphere’.
Ésta es una aproximación idealizada, seca y en equilibrio permanente, del estado real de
la atmósfera en función de la altura, que ha sido adoptada como referencia en ingeniería.
La atmósfera estándar se aproxima a las condiciones medias de la atmósfera, aunque en
realidad no fue calculada como un promedio. La verdadera estructura vertical de la
atmósfera varía con el tiempo y el lugar debido a los cambios en las condiciones
meteorológicas y la actividad solar.
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Bibliografía
Ahrens, C. Donald, 2013. Meteorology Today: An Introduction to Weather, Climate and
the Environment. Tenth Edition, Brooks/Cole, Cengage Learning, Canada, 544pp.
Publication Date: May 31, 2012 | ISBN-10: 0840054998 | ISBN-13: 978-0840054999 |
Edition: 10
Stull, Roland. B., 1999. Meteorology for Scientists and Engineers. Publication Date:
December 30, 1999 | ISBN-10: 0534372147 | ISBN-13: 978-0534372149 | Edition: 2
IPCC, 2007: Cambio climático 2007: Informe de síntesis. Contribución de los Grupos de
trabajo I, II y III al Cuarto Informe de evaluación del Grupo Intergubernamental de
Expertos sobre el Cambio Climático [Equipo de redacción principal: Pachauri, R.K. y
Reisinger, A. (directores de la publicación)]. IPCC, Ginebra, Suiza, 104 págs.
IPCC, 2007: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working
Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate
Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor
and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and
New York, NY, USA.
U. S. Government, 1976: U. S. Standard Atmosphere, 1976. Superintendent of
Documents, U. S. Government Printing Office, Washington, DC 20402 (Stock No. 003017-00323-0) NOAA-S/T 76-1562. 227pp.
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