1.1. Composición de la atmósfera:
agua, en estado líquido o sólido, constituyente de las nubes.
Variación de la densidad con la altura. Presión atmosférica:
El aire es materia, por lo que las capas más bajas de la atmósfera soportan el peso de las que tienen encima. La presión que ejerce la atmósfera sobre un centímetro cuadrado de superficie representa el peso de una columna de aire que tiene una sección de un centímetro cuadrado y se extiende vertícalmente hasta el límite exterior de la atmósfera. Según se asciende, el peso por unidad de superficie (lo que se llama presión atmosférica) cada vez menor
Variación de la composición de gases con la altura:
En la atmósfera, según su composición química, se distinguen dos capas: la hornosfera y la hcterosfera. La homosfera se extiende desde el nivel del mar hasta unos 100 km de altitud. Las escasas variaciones que presenta la homosfera con la altura se deben al vapor de agua y al ozono: La concentración de vapor de agua es muy variable: aumenta en las capas más bajas, de forma que puede llegar a representar hasta un 4% del aire cero ca del suelo, pero está casi ausente por encima de los 10 o 12 km . El ozono se encuentra concentrado principalmente entre los 15 y los 35 km. La heterosfera se extiende desde los 100 km de altitud hasta el límite exterior de la atmósfera. No tiene una composición de gases uniforme y la densidad del aire es muy pequeña. En la herefosfera existen diferentes capas, cada una de ellas caracterizada por el predominio de un determinado gas (tabla 6.2). Las capas se ordenan desde dentro hacia fuera según el peso de los componentes principales.
El agua en la atmósfera:
La humedad del aire es la cantidad de vapor de agua que contiene. Existen diversas maneras de indicar el contenido ele humedad en la atmósfera. La presión parcial de vapor de agua (e,) es la parte de la presión atmosférica rotal que ejerce el vapor de agua contenido en la atmósfera. Cuando el aire está saturado de vapor de agua, la presión parcial del vapor de agua se denomina pre .. Sióu de saturación del vapor de agua (e,); este parámetro depende de la temperatura) ya que a mayor temperatura, el aire admite mayor cantidad de vapor de agua (fig. 6.4). El punto de rocío es la temperatura a la que ha de enfriarse un volumen determinado de aire para que el vapor de agua que contiene lo sature. Cuando la presión de vapor de agua se corresponde con la de saturación y se introduce más vapor de agua en el aire, se produce la condensación de una cantidad de vapor equivalente a la que se ha introducido.
El rocío (fíg, 6.3) se forma sobre las superficies que, por un intenso enfríamiento, alcanzan el punto de rocío. Si este es inferior a O «C, se forma la escarcha y si el enfriamiento afecta a una considerable capa de aire, se forman las nieblas. Las nieblas también se forman cuando un aire frío se desplaza sobre una superficie de agua caliente, incorporando humedad. Las nubes (Hg. 6.5) se forman por condensación y sublimación del vapor dé agua atmosférico; estos procesos se realizan sobre unos soportes, llamados nú .. Cleos higroscópicos de condensación, donde se adhieren las moléculas de agua. Los núcleos de condensación más importantes son partículas de sal y partfculas procedenres de las combusriones. Cuando las partículas de agua de las nubes adquieren un tamaño que no les permite mantenerse en suspensión caen dando lugar a las precipitaciones, que pueden ser líquidas (lluvias) o sólidas (nieve y granizo). La nieve está constituida por cristales de hielo, de formas simétricas y muy variadas, formados directamente a partir dd vapor de agua atmosférico. El granizo está constituido por capas concéntricas de hielo y se forma a partir de las gotas de agua líquida que son arrastradas a grandes alturas (por corrientes de aire ascendente) donde se congelan.
1.2. Capas de la atmósfera según su comportamiento térmico:
Troposfera:
Es la capa inferior de la armósfera. Se extiende hasta una media de 12 km de altitud. Contiene el 75% de la masa total de la atmósfera y prácticamente todo el vapor de agua y las partículas en suspensión. Aquí tienen lugar los fenómenos meteorológicos que determinan el clima. La turbulencia del aire se pro, duce tanto en dirección horizontal como vertical. El límite superior de la troposfera, llamado tropopausa, es la zona donde la temperatura deja de disminuir con la altitud. La altura de la tropopausa no es constante ni en el espacio ni en el tiempo; en el ecuador se sitúa, aproximadamente, a-unos 16 km, y en los polos, solo a 8 km.
Estratosfera:
Se extiende desde la rropopausa hasta unos 50 km. Aquí se genera la mayor parte del ozono atmosférico, y las máximas concentraciones se detectan entre los 15 y los 35 km. La temperatura en esta capa aumenta con la altura. Existen corrientes de aire en dirección horizontal, pero no movimientos verticales. El aumento de temperatura se debe a la absorción de la radiación ultravioleta del Sol por las moléculas de ozono.
Mesosfera:
Se extiende desde la estratopausa hasta alrededor de los SO km de altura. En esta capa la temperatura va disminuyendo hasta alcanzar un mínimo de unos -90 «C en el límite superior (rnesopausa ). La presión atmosférica desciende desde 1 mb a 50 km hasta 0,01 mb a 90 km.
Termosfera:
Se extiende desde la rnesopausa hasta más de 500 km. En su base inferior se compone principalmente de N] (acompañado de oxígeno, tanto en forma molecular como atómica), mientras que por encima de los 200 km predomina el oxígeno atómico. En esta parte de la atmósfera, los átomos de oxígeno y moléculas de N, absorben los rayos X y los rayos gamma procedentes del Sol, cediendo un electrón, lo que deja al átomo o a la molécula cargado positivamente. Los electrones desprendidos originan campos eléctricos que se mueven por toda la capa ionizada. La temperatura aumenta con la altura debido a la absorción de onda corta, pudiendo llegar hasta más de LODO K por encima de los 300 km, aunque presenta amplias variaciones diurnas y estacionales. La densidad del aire de esta zona es tan baja que se aproxima al vacío, por lo que estas altas temperaturas implican, en realidad, muy poea cantidad de calor. La interacción de las partículas subatómicas procedentes del Sol con los átomas ionizados de la tcrmosfera da lugar a los fenómenos luminosos conocidos como auroras boreales y auroras australes. Esto ocurre en las cercanías de los polos magnéticos terrestres.
Exosfera:
Su límite inferior se encuentra entre unos 500 y 750 km.
La atmósfera en esta zona es muy tenue y está formada por átomos de oxígeno, de hidrógeno y de helio. Los átomos de hidrógeno y de helio pueden escapar al espacio.
1.3. La energía en la atmósfera:
Radiación solar y radiación terrestre:
El Sol y la Tierra qni¡¡enradiaciones en forma de radiación electromagnética, La radiación electromagnética está formada por ondas y por corpúsculos íntimamente ligados. Cualquier cuerpo con una temperatura superior a O K (-273 OC) es un cuerpo emisor de radiación. Según la ley de Planck, las longitudes de onda en las que un cuerpo emite energía son inversamente proporcionales a la temperatura a la que tiene lugar dicha emisión. En la figura 6.9 se representá la proporción de energía irradiada a cada longitud de onda para el caso de la tierra y del sol.
Radiación solar
Es el conjunto de radiaciones que provienen del Sol. El espectro solar se puede dividir en tres segmentos (fig. 6.10): a) la radiación visible que, aunque los límites son imprecisos, podemos considerar comprendida entre 0,4 y 0,7 um, b) la zona del espectro anterior a la luz visible (A< 0,4 um}, donde la mayor parte de la energía llega en forma de rayos ultravioletas y e) la zona con longitudes de onda mayores de O, 7 urn, donde la mayor parte de la energía llega en forma de radiación infrarroja de menos de 4 um. El ozono absorbe las radiaciones ultravioletas de onda corta (0,20-0,29 um). El oxígeno absorbe las radiaciones UV de longitud de onda comprendidas entre 0,12 y 0,20 urn. La mayor parte de la radiación visible atraviesa toda la atmósfera y alcanza la superficie terrestre (exceptuando la parte reflejada en la atmósfera), los gases de la atmósfera apenas absorben este tipo de radiación. Las radiaciones infrarrojas (en su mayor parte de menos de 4 um) son absorbidas por el agua.
Radiación terrestre:
El suelo y la superficie del océano poseen energía térmica procedente de la absorción de los rayos del Sol, por lo que también emiten radiación hacia la atmósfera. La radiaciónsque emite la Tierra (cuya temperatura media es de 15 OC) es radiación infrarroja de más de 4 11m de longitud de onda (figura 6.9). Esta radiación es absorbida en la atmósfera por los llamados gases invernadero: CO, y vapor de l-l.O, principalmente. Existen dos máximos de absorción entre 4 y 8 11m y entre 12 y 18 urn. La mayor parte de la radiación entre 8 y 12 urn no es absorbida por la atmósfera y se pierde en el espeacio exterior. La parte baja de la atmósfera se calienta como consecuencia de la absorción de los rayos infrarrojos emitidos por la superficie (y por los procesos de convección que veremos más tarde) y emite de nuevo radiación de onda larga, parte hacia el espacio y parte de vuelta hacia la superficie. Este proceso provoca que las temperaturas superficiales sean más altas (casi 30 OC) de lo que serían si no existiese atmósfera, por lo que se denomina efecto invernadero.
Balance energético global de la Tierra:
El balance entre la energía recibida y la energía radiada al exterior ha permanecido equilibrado a lo largo de la historia de la Tierra, con algunas desviaciones transitorias que se han traducido en cambios climáticos. Vamos a ver el ha, lance energético refiriéndonos al conjunto del planeta y en un promedio anual. La constante solar es la energía que llega desde el Sol hasta el lünite superior de la atmósfera. La energía del Sol que llega al exterior de la atmósfera (100%) se distribuye de la siguiente forma: Un 28% es reflejada por las nubes, la superficie terrestre y la atmósfera y enviada de nuevo al espacio exterior; a esta energía reflejada se le denomina albedo. Un 3% es absorbida por la capa de ozono, un 17% de la energía es absorbída por el vapor de agua y las partículas del aire y un 5% por las nubes. Es decir, que la cuarta parte de la energía incidente es absorbida por la atmósfera. El 47% es absorbida en la superficie terrestre, el 21 % es absorbida por los continentes, el2S,S%, por los océanos y solo el 0,2% es utilizada por los vegctales para realizar la fotosíntesis. E147% de la energía absorbida por la superficie de la Tierra se libera de nuevo mediante la emisión de radiaciones de onda larga y a través de procesos de convección (calor latente» y calor sensible), procesos que implican un transporte de masa y de energía. Un 18% en forma de radiación de onda larga, con las carácterísticas CO~ mentadas anteriormente. Este porcentaje se refiere a la pérdida neta, es decir, la diferencia entre la radiación de onda larga ascendente emitida por la Tierra y descendente emitida por la atmósfera. Un 24% se pierde mediante el calor latente asociado a la evaporación (esta energía es la que mueve el ciclo del agua que veremos en la unidad 8). Al condensarse el agua en la atmósfera se libera el calor latente, aumentando la temperatura del aire. Un 5% se pierde por conducción directa a la atmósfera (calor sensible). El calor se transfiere directamente desde la superficie del mar o del suelo al aire en contacto con él (o viceversa, si el aire está más caliente que la superficie ). Este valor se refiere a la pérdida neta.
1.4. Función reguladora y protectora de la atmósfera:
La atmósfera como filtro protector:
Las capas altas de la atmósfera funcionan como un filtro que protege a los seres vivos de las radiaciones perjudiciales. En la termosfera se absorben las radiaciones de onda corta y alta energía (los rayos X y los rayos gamma). Tal absorción produce el calentamiento de esta capa. En la estratosfera se absorbe la radiación ultravioleta de onda más corta, de efectos más letales para la vida (fig. 6.10); esto da lugar al aumento de temperatura con la altura que se produce en esta capa. Ya vimos que el ozono es el gas responsable de esta absorción. El ozono de la estratosfera se forma y se destruye continuamente. Un fotón de energía solar de entre 0,12 y 0,20 urn rompe una molécula de oxígeno en sus dos átomos (en este proceso se absorbe radiación ultravioleta). El oxígeno atómico reacciona con el molecular formando ozono.
El ozono tiene una gran capacidad para absorber radiación ultravioleta entre 0,2 y 0,29 um, proceso en el que se disocia la molécula en oxígeno atómico y oxígeno molecular. Aunque estos son los procesos más significativos en la formación y destrucción del ozono, también tienen lugar otras reacciones como en las que intervienen los óxidos de nitrógeno o el cloro (unidad 7). Como resultado de todas estas reacciones fotoquímicas, queda retenida en la estratosfera la radiación ultravioleta de longitud de onda más corta, la más peligrosa para los seres vivos La radiación ultravioleta de longitud de onda mayor de 0,29 um llega a la superfi-cic terrestre y es la que estimula la secreción de melanina y el bronceado de la piel, lo que en realidad es un mecanismo de defensa del organismo ante esta radiación.
La atmósfera como reguladora del clima:
La atmósfera tiene un papel importantísimo como reguladora del clima: El albedo es una energía devuelta al espacio exterior. Su incremento, ligado a la presencia de polvo en suspensión o nubes en la atmósfera (o bien de nieve o hielo), llevaría a un enfriamiento progresivo de la Tierra. La radiación electromagnética emitida por los océanos y los continentes es absorbida por los gases de la atmósfera, lo que, junto con el calor latente y el calor sensible desprendidos, provocan su calentamiento y la rcirradiación de esta energía de nuevo hacia la superficie (efecto invernadero). Esto da lugar a que la temperatura en superficie sea mayor que la que existiría en ausencia de envoltura gaseosa. El efecto invernadero tiene una gran importancia biológica. Si no hubiese atmósfera, y por tanto no hubiese gases con capacidad de absorción de radiaciones de onda larga rodeando la superficie sólida y líquida del planeta, la temperatura media en la superficie sería de unos -18 «C, en lugar de los 15 «C actuales. La circulación general del aire en la atmósfera, como veremos en el epígrafe siguiente, redistribuye la energía solar que llega a la Tierra, disminuyendo las diferencias de temperatura entre el ecuador y la¡ latitudes más altas. La circulación del agua de los océanos, que veremos en la unidad 8, colabora también de forma importante en esta regulación.