TEMA 2. LA ATMÓSFERA.

INTRODUCCIÓN. La atmósfera es la envoltura gaseosa que rodea la Tierra y uno de sus subsistemas. Presenta una estructura en capas característica, en función de su variación de temperatura en la vertical. En la más cercana a la superficie terrestre, la troposfera, se desarrollan la mayor parte de los fenómenos meteorológicos que conocemos. La atmósfera inicial o protoatmósfera era una atmósfera reductora, que estaba compuesta fundamentalmente por N2, CO2, H2 y CH4. Sin embargo, la aparición de la vida y debido al proceso de la fotosíntesis, las concentraciones de O2 y O3 se fueron incrementando cada vez más, hasta que la atmósfera pasó de ser reductora a ser oxidante hace aproximadamente 2500 millones de años. Esto hizo posible que pudieran evolucionar formas de vida más complejas e hizo de la Tierra un planeta habitable. Por otro lado, hay que comentar que la atmósfera es dinámica, existiendo un desplazamiento global de las masas de aire (debido al calentamiento desigual de la superficie terrestre por los rayos del Sol). Esta dinámica es fundamental para el re-establecimiento del equilibrio térmico del planeta y para la interacción de la atmósfera con los otros subsistemas. Por último, comentar que en los últimos años se ha incrementado de forma preocupante los niveles de contaminantes en la atmósfera, como consecuencia fundamentalmente del desarrollo industrial y actividades humanas, lo que ha obligado a tomar una serie de medidas a escala local, regional y global con la finalidad de recuperar la calidad de aire perdida.

PRINCIPALES FUNCIONES DE LA ATMÓSFERA. Las funciones principales de la atmósfera son:  Aportar determinados compuestos que son imprescindibles para el desarrollo de la vida y para la obtención de energía de algunos seres vivos.  Proteger al planeta de las agresiones del espacio exterior

 Es esencial para que se cierre el Ciclo Hidrológico del planeta y para mantener el equilibrio térmico del planeta.

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LA COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA. Fueron Lavoisier y Scheele quienes, en 1774, demostraron que el aire no era un elemento simple, sino una mezcla de una quinta parte en volumen de oxígeno (O2) y cuartas quintas partes de nitrógeno (N2). Actualmente se sabe que la composición química de la atmósfera no es homogénea, diferenciándose dos capas: CAPA

ALTITUD

SUBCAPA

CARACTERÍSTICAS GENERALES Capa Homogénea

HETEROSFERA

HOMOSFERA

Composición química: 90 Km

Hasta 200 Km

Capa de N2

Hasta 1000 Km

Capa de atómico

Hasta 3500 Km

Capa de He

Hasta Km

Capa de H2

10.000



Elementos mayoritarios: N2 (72%), O2 (23%), Ar (1,2%), Vapor de H2O (0-2,5%) y CO2 (0,035%).



Elementos traza: Ne, He, CH4, O3, etc.

Compuesto mayoritariamente por N2 O

Compuesto mayoritariamente por O atómico

Compuesto mayoritariamente por He Compuesto mayoritariamente por H2

Tabla 1. Porcentajes de la concentración de los gases en la atmósfera.

LA ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA. La división de la atmósfera se realiza en función de los cambios de temperatura que presenta en su zonación vertical. Se distinguen cinco capas: troposfera, estratosfera, mesosfera, ionosfera o termosfera y exosfera.

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CAPA

ALTITUD

CARACTERÍSTICAS GENERALES

TROPOSFERA

Capa en contacto con la superficie terrestre. Su temperatura disminuye con la altitud, con un gradiente de -0,67 ºC cada 100 m de altitud, pudiendo alcanzar los -70 ºC en las zonas más altas. 10-18 km

Contiene el 80% de los gases atmosféricos (principalmente N2, O2, Ar, H2O y CO2). Existen flujos de aire verticales y horizontales. Tiene lugar los fenómenos meteorológicos. Su límite superior se llama Tropopausa. Su temperatura aumenta con la altitud, pudiendo alcanzar temperaturas de 10-20 ºC.

ESTRATOSFERA

No existen flujos de aire.

Hasta 50 km

Presencia de la Capa de Ozono (Ozonosfera): Entre 15-30 km de altura. La Ozonosfera actúa de filtro protector ya que absorbe la radiación ultravioleta, que es muy perjudicial para el desarrollo de la vida animal y vegetal. El grosor de la Capa de Ozono es variable y depende de: la latitud, de la estación del año e incluso se han observado variaciones diarias El límite superior Estratopausa.

MESOSFERA

Hasta 80 km

de

la

estratosfera

se

llama

Disminuye la temperatura con la altitud, pudiendo llegar a -140 ºC. Su límite superior se llama Mesopausa. Los gases están ionizados debido a la radiación ultravioleta

TERMOSFERA O IONOSFERA

Hasta 800 Km

La temperatura aumenta con la altura, pudiendo alcanzar los 1000 ºC, ya que los gases ionizados absorben la radiación UV. El límite superior se denomina Termopausa.

EXOSFERA

Hasta 10.000 km

Por encima de la Termopausa hasta una altura aproximada de 10.000 km, en donde la atmósfera ya es tan tenue que se confunde con el espacio exterior.

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Figura 1. Esquema de la estructura básica de la atmósfera, con sus capas y las altitudes a las que se encuentran.

La estructura física y composición química de la atmósfera ha dado lugar a unas condiciones térmicas especiales que permiten la vida en la Tierra. Estas condiciones se deben al efecto invernadero que tiene lugar en los primeros 12 km de la atmósfera por la presencia de gases de efecto invernadero (GEI´s). Estos gases permiten que la temperatura media de la superficie sea de unos 15ºC (otras fuentes hablan de 13 ºC).

EL BALANCE DE LA RADIACIÓN SOLAR. La atmósfera terrestre retiene y regula la cantidad de radiación solar que recibe la superficie de la Tierra. Esta acción protectora permite que se mantengan en el planeta unas temperaturas suaves adecuadas al desarrollo de las formas de vida que conocemos. Además, no toda la radiación que procede del Sol es absorbida por la Tierra, ya que un 30% se refleja. Las nubes, el polvo atmosférico, las moléculas de los gases, el hielo y la nieve, e, incluso, el mismo suelo cuando está desprotegido de la vegetación, reflejan la luz solar. Esta energía reflejada se denomina albedo. Un incremento de cualquiera de esos factores que reflejan la luz solar produciría un enfriamiento de la atmósfera. La radiación que llega a la superficie de la Tierra la calienta, y este calor es irradiado en forma de radiación infrarroja. Esta radiación es absorbida por la atmósfera, especialmente por el H2O y el CO2, lo que provoca un aumento de la temperatura. Las nubes reflejan parte de esta energía, devolviéndola de nuevo a la superficie terrestre (Efecto Invernadero). Todo ello hace que la temperatura media de la atmósfera sea de unos 13-15 ºC.

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Figura 2. Balance de la radiación en el sistema climático terrestre.

Sin embargo, es importante tener en cuenta que no toda la Tierra recibe la misma cantidad de radiación y por lo tanto no se calienta por igual. Así:  El ecuador se calienta más que los polos, debido a la incidencia perpendicular de la radiación en el ecuador y muy oblicua en los polos.  Las zonas de menor altitud se calientan más debido a que reciben mayor cantidad de radiación. Debido a este calentamiento desigual, se establece un mecanismo para la redistribución de este calor y por lo tanto re-establecer el equilibrio térmico. Este mecanismo es la circulación atmosférica. De tal forma que, el aire más caliente y húmedo del ecuador (debido a la incidencia perpendicular de los rayos solares), se eleva y circula hacia los polos por capas altas de la troposfera; al mismo tiempo que masas de aire frías y más densas, circulan por capas bajas (por superficie) desde los polos hacia el ecuador.

Sin embargo, la rotación del planeta hace que esta circulación sea mucho más compleja, debido al Efecto Coriolis, produciéndose varias circulaciones parciales para restablecer el equilibrio térmico global del planeta. Estas circulaciones parciales son: La Célula de Hadley (que es la más energética de las tres por la incidencia perpendicular de los rayos solares); Célula Polar (entre los 60º y 90º de latitud) y Célula de Ferrel (situada entre las dos anteriores). 5

Figura 3. Circulación general de la atmósfera.

LA DINÁMICA ATMOSFÉRICA La atmósfera no es un fluido estático, sino que presenta una dinámica vertical y horizontal que produce una serie de corrientes y fenómenos atmosféricos, los cuales son fundamentales para:  La conservación y desarrollo de la vida en el planeta  La distribución de los climas en la Tierra  La dispersión de los contaminantes.

Dinámica Vertical. Los movimientos verticales se llaman movimientos de convección y se deben a variaciones de temperatura, humedad o presión atmosférica. Distinguimos:  Convección Térmica. Son originados por contraste de temperatura. El aire, en contacto con la superficie, más caliente y menos denso tiende a elevarse formando corrientes térmicas ascendentes, y el aire superior más frío y denso tiende a descender.  Convección por Humedad. Se origina por presencia de vapor de agua en el aire, lo que hace que el aire húmedo sea menos denso que el aire seco, de tal forma que el aire húmedo asciende y el seco desciende.

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La cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera se puede medir de dos maneras: humedad absoluta o humedad relativa.  Humedad absoluta: Es la cantidad de vapor de agua que hay en un volumen determinado de aire y se expresa en g/m 3. Esta cantidad no es un dato significativo, porque la cantidad de vapor de agua que cabe en el aire depende de la temperatura. El aire frío puede contener muy poca humedad, mientras que el aire caliente puede admitir mucha. Es por ello que se establece el parámetro de humedad relativa.  Humedad relativa: Es la cantidad en tanto por ciento de vapor de agua que hay en 1 m3 de aire en relación con la máxima que podría contener a la temperatura en la que se encuentra. Por ejemplo, si decimos que la humedad relativa es del 25%, lo que queremos expresar es que a esa determinada temperatura el aire sólo contiene ¼ del vapor de agua que podría contener. Cuando la humedad relativa llega al 100% entonces se alcanza lo que se denomina punto de rocío. El punto de rocío es la temperatura en la que el vapor de agua comienza a condensarse y a hacerse visible (formación de nubes). A la altura donde se forman las nubes se conoce como nivel de condensación.  Convección debida a la Presión Atmosférica. Estos movimientos pueden ser anticiclones o borrascas (también llamados ciclones). Hay un anticiclón cuando nos encontramos en una zona de alta presión, y por tanto, una masa de aire frío desciende en la vertical hasta contactar con el suelo. En la zona de contacto se acumula mucho aire y el viento tiende a salir desde el interior hacia el exterior (con giro horario en el hemisferio norte). En cambio, hay una borrasca cuando existen bajas presiones y una masa de aire poco denso (cálido y/o húmedo) asciende desde el suelo hasta determinada altura creando un vacío en la zona que está en contacto con el suelo. Es cuando el aire frío de los alrededores se mueve originando un viento que sopla desde el exterior hasta el centro de la borrasca (con giro antihorario en el H.N.). Figura 4. a) Borrasca; b) Anticiclón.

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Gradientes Verticales. Se llama gradiente vertical a la diferencia de la temperatura entre dos puntos situados a una diferencia de altitud de 100 metros. A continuación se exponen los diferentes tipos de gradientes verticales:  Gradiente vertical de temperatura (GVT). Representa la variación vertical en la temperatura del aire en condiciones estáticas o de reposo que suele ser de 0,65ºC/100m (por cada 100 metros de ascenso en la troposfera la temperatura disminuye 0,65ºC; esta sería la cantidad que habría que ir restando a medida que se va ascendiendo). El valor de GVT es muy variable y depende de factores como: altitud, latitud, estación del año, etc. Inversión térmica: Es una situación (espacio aéreo) en el cual la temperatura aumenta con la altura en vez de disminuir (los valores de GVT son negativos). Las inversiones térmicas impiden los movimientos verticales del aire (la tropopausa representa una inversión térmica permanente). Existen también inversiones térmicas ocasionales, como las de invierno, en las que el suelo enfría a la atmósfera inmediata resultando ésta más fría que la superior.  Gradiente adiabático seco (GAS). El valor de este gradiente es constante y es de 1ºC/100m, denominándose “seco” por llevar el agua en forma de vapor. Este gradiente, a diferencia del GVT, es dinámico, ya que afecta a una masa de aire que se encuentra realizando un movimiento vertical por estar de desequilibrio (diferente temperatura y/o cantidad de vapor de agua) con el aire que le rodea. Por ello, se ve obligado a ascender (o en algunos casos descender) hasta alcanzar el equilibrio (el valor de GAS y GVT se igualan). En el momento en el que la temperatura de ambas masas de aire (GAS y GVT) se igualan, entonces el movimiento vertical cesa.  Gradiente adiabático húmedo (GAH). En el momento en el que la masa ascendente de la que hablamos en el gradiente adiabático seco alcanza el punto de rocío, se condensa el vapor de agua que contenía y se forma una nube. En la condensación se libera calor latente que permitió su evaporación, por lo que el GAH toma valores inferiores al GAS (1ºC/100m). Los valores que toma el GAH se encuentran entre 0,30,6ºC/100m. En las zonas tropicales los valores de GAH se aproximan a 0,3ºC mientras que a medida que avanzamos a latitudes más altas, el valor de GAH se va aproximando cada vez más a 0,6ºC. Esta es la razón por la que las nubes en las zonas ecuatoriales y tropicales alcanzan mucha altura, pudiendo llegar incluso a la tropopausa; mientras que en latitudes medias (valores más próximos a 0,6ºC) las nubes se formarán a menor altura, sobre todo en invierno. 8

Condiciones de estabilidad o inestabilidad atmosférica en función de los gradientes verticales. En función de los valores de GVT y GAS se puede determinar qué tipo de movimientos se producen en la vertical: movimientos ascendentes o descendentes.  Si GVT > GAS, se produce un ascenso de las masas de aire, generándose una situación de inestabilidad atmosférica que darán lugar a borrascas. Las condiciones de inestabilidad atmosférica son propicias para la eliminación de la contaminación, ya que el aire ascendente provoca la elevación y dispersión de la misma.

Figura 5. a) Representación gráfica de la inestabilidad atmosférica; b) Mapa del tiempo correspondiente a dicha inestabilidad y formación de un viento convergente.

 Si GVT>0 y GVT