Introducción a las ciencias atmosféricas Curso en línea CCA-UNAM

I. La atmósfera y el planeta Tierra

La atmósfera es la envoltura gaseosa de un planeta y representa su límite exterior, lo aísla y en cierta forma lo protege del medio interplanetario. Cada planeta es el reflejo de las características de su atmósfera, pues de ella dependen la temperatura de su superficie, la erosión y la posibilidad de tener agua líquida. Todos los planetas interiores (Mercurio, Venus, Tierra y Marte) del sistema solar tienen una atmósfera compuesta en su mayor parte por dióxido de carbono (CO2), nitrógeno (N2), argón (Ar) y oxígeno (O2), donde la proporción de estos compuestos es el resultado su la evolución geológica.

Imagen de la atmosfera de Venus tomada por la NASA

1.1. Atmósferas planetarias

El origen de las atmósferas se vincula con el comienzo del sistema solar. Durante unos 7000 millones de años (Ma) una nube de hidrógeno (H2> y helio (He) estuvo inerte y sin cambios, pero hace 4600 Ma una supernova estalló en su proximidad y la contaminó con metales. La onda expansiva provocó que la nube colapsara bajo su propio peso condensándose en su centro y desencadenando reacciones nucleares que formaron el Sol. Una pequeña porción de la nube formó a su alrededor un disco protoplanetario de polvo y gases que originaron los planetésimos, donde los distintos elementos se fueron diferenciando según su densidad. Los más pesados como el hierro y el níquel cayeron al interior creando un núcleo más denso, los menos formaron la corteza y los gases se situaron en la periferia. La energía solar hizo que predominaran metales y poco gas en sus proximidades. Por tal razón, los planetas interiores son sólidos y tienen atmósferas pequeñas y los planetas exteriores están compuestos por H 2, He y un núcleo relativamente pequeño.

La nube que originó el Sol se componía de metales, además de H2O, N2 , H2 , Ar y CO2 y la elevada temperatura de los planetas interiores hizo que se desprendieran los gases y formaran sus atmósferas primitivas. La acreción es la teoría más aceptada en la actualidad sobre el origen de las atmósferas planetarias: ya sea por el calentamiento de los primitivos planetésimos o por la posterior diferenciación de los planetas.

Varios factores marcan la evolución de los planetas, como la masa, la proximidad al Sol, el campo magnético y algo de suerte. Si tienen una gran masa, el calor se mantiene durante cientos de millones de años. Si son pequeños se enfrían pronto, pues la relación entre el volumen y la superficie es mayor (por eso la sopa en la cuchara se enfría antes que la del plato).

Actividad solar. Imagen tomada de la NASA

Además, la energía solar calienta mucho más los planetas próximos que los lejanos y existe una distancia en la cual puede existir agua en estado líquido, llamada zona de habitabilidad. Muy cerca llega demasiada energía como para que exista el agua en estado líquido y muy lejos no es suficiente, independientemente de la atmósfera del planeta. El Sol ha cambiado la energía que irradia, así que hace 4000 Ma era 30% más débil que en la actualidad y, por ejemplo, Venus en sus comienzos estuvo dentro de la zona de habitabilidad.

El tercer factor es la presencia de campo magnético, pues su existencia protege al planeta del viento solar, el cual es capaz de eliminar la alta atmósfera y provocar la pérdida de gases.

El último factor es la suerte de cada planeta. Los choques sufridos por estos fueron muy violentos en sus orígenes. Cuando se formaba la Tierra primitiva sufrió el impacto de un cuerpo de tamaño similar a Marte, creando un disco en órbita que fue condensándose hasta formar la Luna. Otras hipótesis sostienen que fueron varios impactos de menor tamaño, pero de iguales consecuencias. Un impacto mayor hubiera destruido el planeta. La Luna produce una estabilidad en la órbita terrestre. De hecho, hay quien duda si se hubiera podido formar la vida en nuestro planeta de no existir la Luna.

Los gases atmosféricos de los cuerpos planetarios no solamente provienen de la desgasificación inicial, sino que también se atribuye a otros dos fenómenos: el vulcanismo y los cometas.

Los volcanes son una fuente de vapor de agua y CO2. Emiten a la atmósfera enormes cantidades de ambos compuestos. Además, los continentes se desplazan gracias al calor interno del planeta, según la teoría de la tectónica de placas. Cuando una placa subduce por debajo de otra genera tal calentamiento que provoca una cadena de volcanes. Las erupciones volcánicas originan lava, CO 2 y agua que se reciclan de los sedimentos de la placa que se hunde en las profundidades del manto.

Una tercera fuente de gases atmosféricos se atribuye a los impactos de cometas y asteroides, los cuales están formados por agua y compuestos de carbono.

Ligas:

http://www.cienciorama.unam.mx/index.jsp?pagina=planeta&catid=81&subcatid=91

1.2. Atmósferas planetarias actuales

Mercurio, el planeta más cercano al Sol, tiene temperaturas muy altas en su superficie y, debido a su masa tan pequeña, una aceleración gravitacional débil. Esta combinación de factores permitió que la atmósfera que alguna vez lo rodeó escapase al espacio.

Venus es muy diferente. Su atmósfera es 50 veces más densa que la de la Tierra y su fuerza gravitacional es capaz de retenerla. La atmósfera venusina consiste básicamente de dióxido de carbono (96%) y nitrógeno (3.5%) y tiene nubes altas de ácido sulfúrico. El perfil de temperaturas de la atmósfera baja de Venus es muy similar a la de la ierra, el cual decrece con la altura. Debido a la alta cantidad de dióxido de carbono, la atmósfera venusina atrapa una gran cantidad de radiación térmica y muy poca energía escapa al espacio, por lo que el planeta mantiene una temperatura muy alta (alrededor de 475 °C) incluso por las noches. Esto es un ejemplo extremo de un efecto invernadero.

La composición química de la atmósfera de Marte es muy parecida a la de Venus, con más de 95% de su masa consistente en dióxido de carbono. La atmósfera marciana también contiene una pequeña porción de vapor de agua (0.03%), la cual puede condensar para formar nubes. Debido a la que densidad de la atmósfera es la milésima parte de la terrestre, muy poca radiación es absorbida y se pierde en el espacio. El resultado es que Marte sufre enfriamientos rápidos durante la noche y la temperatura desciende hasta 100 °C en comparación con las temperaturas diurnas.

Los exteriores –Júpiter, Saturno, Urano y Neptuno– en contraste con los planetas interiores, no tienen una superficie definida. Se componen de hidrógeno y helio y tienen un interior sólido o líquido que se gradualmente se confunde con las regiones de sus atmósferas, por lo que es difícil saber dónde comienzan.

Ligas:

http://solarsystem.nasa.gov/eyes/intro.html

Imagen de Marte. National Geographic

1.3. Procesos cíclicos

A diferencia de los demás planetas del sistema solar, la Tierra sostiene vida. Procesos biológicos y cambios físicos y químicos en el planeta determinaron la composición química de su atmósfera actual y la producción y la pérdida de componentes atmosféricos tienen que estar en equilibrio para mantener las mismas concentraciones. Sin embargo, desde la presencia de vida en el planeta la composición de la atmósfera ha sufrido considerables modificaciones y el equilibrio no es perfecto. En escalas de tiempo cortas, el estado estacionario más o menos se mantiene para algunos componentes como nitrógeno y oxígeno. Tierra, mar y aire –litósfera, hidrósfera y atmósfera- forman un sistema cerrado donde la materia nunca entra o se va, así que la cantidad de cada elemento es constante, aunque su distribución cambia con frecuencia. Por ejemplo, la destrucción de ozono (O3 genera oxígeno molecular (O2, pero el número de átomos de oxígeno se conserva en el sistema O3 -O2 de procesos cíclicos de destrucción-producción que ocurren en la atmósfera. La hidrósfera y la atmósfera se encuentran presentes en la evaporación, transporte, condensación y precipitación del agua. Y la litósfera, hidrósfera y atmósfera participan en un ciclo en el que forma parte la intemperización de rocas por el CO 2.

Imagen de la Tierra

1.4. Procesos biogénicos

a. El ciclo de carbono

El ciclo del carbono es la sucesión de transformaciones que sufre el carbono a lo largo del tiempo. Forma un ciclo biogeoquímico de gran importancia para la regulación del clima de la Tierra y en él se ven implicadas actividades básicas para el sostenimiento de la vida. El ciclo comprende dos sub-ciclos que suceden a distintas velocidades:

  1. Ciclo biológico: comprende los intercambios de carbono (CO2) entre los seres vivos y la atmósfera; es decir, la fotosíntesis y la respiración. Este ciclo es relativamente rápido, pues se estima que la renovación del carbono atmosférico se produce cada 20 años.

  2. Ciclo biogeoquímico: regula la transferencia de carbono entre la atmósfera y la litosfera. El CO2 atmosférico se disuelve con facilidad en agua formando ácido carbónico que ataca los silicatos de las rocas y genera bicarbonato que se disuelve en agua y llega al mar, donde es asimilados por animales para formar sus tejidos y al morir lo depositan en sedimentos. El retorno a la atmósfera se produce en las erupciones volcánicas al fundirse las rocas que lo contienen. El ciclo es de larga duración al verse implicados los mecanismos geológicos.

Los pasos más importantes del ciclo del carbono son los siguientes:

  1. El dióxido de carbono en la atmósfera es absorbido por las plantas y convertido en azúcar, por el proceso de fotosíntesis.

  2. Los animales comen plantas y al descomponer los azúcares dejan salir carbono a la atmósfera, los océanos o el suelo.

  3. Otros organismos descomponen las plantas muertas y las materias animales, devolviendo carbono al medio ambiente.

  4. El carbono también se intercambia entre los océanos y la atmósfera. Esto sucede en ambos sentidos en la interacción entre el aire y el agua.

Ligas:

http://www.ciclodelcarbono.com/

b. Ciclo de oxígeno

El O2 compone 20% de la atmósfera terrestre. Este patrimonio abastece las necesidades de todos los organismos terrestres y las de los acuáticos. En el proceso de la respiración, el oxígeno actúa como aceptor final para los electrones retirados de los átomos de carbono de los alimentos. El producto es agua. El ciclo se completa en la fotosíntesis cuando se captura la energía de la luz para alejar los electrones respecto de los átomos de oxígeno de las moléculas de agua. Los electrones reducen los átomos de carbono (de bióxido de carbono) a carbohidratos. Al final se produce oxígeno molecular y así el ciclo se completa.

c. Ciclo de nitrógeno

Es el conjunto cerrado de procesos biológicos y abióticos para suministrar este elemento a los seres vivos. Se encuentra en el aire en grandes cantidades (78% en volumen), pero en esta forma sólo es accesible a un conjunto muy restringido de formas de vida, como las cianobacterias y las azotobacterias. Los organismos foto autótrofos (plantas o algas) requieren por lo general nitrato (NO3-; los heterótrofos necesitan el nitrógeno reducido, en forma de radicales amino, como se presenta en la materia viva. Gracias a los múltiples procesos que conforman el ciclo, todos los tipos metabólicos de organismos ven satisfecha su necesidad de nitrógeno.

El amonio y el nitrato son extremadamente solubles y son arrastrados fácilmente en escurrimientos e infiltraciones, lo que tiende a llevarlos al mar. En esta dinámica, al final todo el nitrógeno atmosférico habría terminado, tras su conversión, disuelto en el mar. Los océanos serían ricos en nitrógeno, pero los continentes estarían prácticamente desprovistos de él, convertidos en desiertos biológicos si no existieran otros dos procesos mutuamente simétricos, en los que está implicado el nitrógeno atmosférico (N 2 ). La fijación de nitrógeno origina compuestos solubles a partir del N 2 y la desnitrificación, una forma de respiración anaerobia, devuelve el N2 a la atmósfera. De esta manera se mantiene un importante depósito de nitrógeno en el aire.

Imagen de la Tierra

d. Ciclo de azufre

El azufre forma parte de proteínas. Las plantas y otros productores primarios lo obtienen principalmente en su forma de ion sulfato (SO 4 -2 . Los organismos lo ingieren y lo incorporan a las moléculas de proteína y de esta forma pasa a niveles tróficos superiores. Al morir los organismos, el azufre derivado de sus proteínas entra en el ciclo del azufre y se transforma para que las plantas puedan utilizarlos de nuevo como ion sulfato.

Los intercambios de azufre, principalmente en su forma de dióxido de azufre (SO 2 , los realizan las comunidades acuáticas y terrestres, así como diversos procesos naturales. Por ejemplo, el SO atmosférico se disuelve en el agua de lluvia o se deposita en forma de vapor seco.

Esquema del ciclo del azufre

1.5. Vinculación biósfera atmósfera

La biósfera y la atmósfera no son dos sistemas vecinos independientes, sino que se organizan en ciclos y retroalimentaciones entre ellos. Por ejemplo, el CO2 y otros gases traza atrapan radiación en la parte baja de la atmósfera para calentarla. Esto es el efecto invernadero. Pero en la parte alta de la atmósfera, los mismos gases pueden provocar un enfriamiento, así como las distintas temperaturas a las que se encuentran las capas de la atmósfera pueden modificar las reacciones químicas que ahí ocurren.

La atmósfera no está viva, pero su resultado se debe en parte a la biota. Una hipótesis de esta homeostasis planetaria (hipótesis de Gaia) postula que el clima terrestre y la composición química de la atmósfera se mantienen por la biosfera, en un estado similar al torrente sanguíneo de un animal. La presión, composición y temperatura de la atmósfera están todas reguladas. Incluso, siguiendo la línea evolutiva se podría considerar que cada gas traza tiene un propósito.

Esquema de las interacciones biosfera-atmosfera

Otras teorías indican que no hay vínculos cercanos entre hidrósfera, biosfera y atmósfera que impliquen sistemas de control adaptativo. En su lugar, el sistema océano-atmósfera ajusta la actividad biológica, como la fotosíntesis, y la biosfera responde utilizando el uso de energía libre disponible.

Ligas:

http://www.gaiatheory.org/

1.6. Perfil vertical de temperaturas y capas atmosféricas

La atmósfera se compone de varios estratos esféricos concéntricos separados por estrechas zonas de transición. A la fecha no se determina el límite superior de la atmósfera, pero satélites artificiales han puesto de manifiesto que hasta los 1200 km por encima del nivel del mar se encuentran partículas gaseosas atraídas por la gravedad. Más de 99% de la masa de la atmósfera se concentra en los primeros 40 km desde la superficie terrestre y a medida que la distancia desde la Tierra aumenta, la cantidad de gases que contiene disminuye.

Perfil de temperaturas de la atmosfera

1.7. Presón y densidad atmosférica

La atmósfera aumenta o disminuye su volumen por los cambios de la temperatura, esto da lugar a cambios de presión y origina expansiones y contracciones (compresibilidad).

La presión disminuye rápidamente con la altura (ver Tabla 2-1) y además hay diferencias de presión entre unas zonas de la troposfera y otras que tienen gran interés desde el punto de vista climatológico. Cuando la presión reducida al nivel del mar y a 0ºC es mayor que 1.013 milibares se denominan zonas de altas presiones, si el valor es menor que ese número son entonces zonas de bajas presiones. En meteorología se trabaja con presiones reducidas al nivel del mar y a 0ºC para igualar datos que se toman a diferentes alturas y con diferentes temperaturas para así poder compararlas. Las zonas de bajas y altas presiones son importantes porque el aire se desplaza de las áreas de más presión a las de menos formando los vientos.

Las isobaras son las líneas que unen puntos de igual presión. Los mapas de isobaras se usan en meteorología para diagnosticar y pronosticar el tiempo.

1.8. Composición y estructura de la atmósfera

Los gases fundamentales que forman la atmósfera (% en volumen) son:

Nitrógeno

78.084

Oxígeno

20.946

Argón

0.934

CO 2

0.033

La troposfera tiene un límite superior llamado tropopausa que se encuentra a 9 km en los polos y los 18 km en el ecuador. En ella se producen importantes movimientos verticales y horizontales de las masas de aire (vientos) y hay relativa abundancia de agua, por su cercanía a la hidrosfera. Es la zona de las nubes y los fenómenos climáticos: lluvias, vientos, cambios de temperatura, etc. y la capa de más interés para la ecología. En la troposfera la temperatura disminuye con la altura y en su límite superior llega a -70 ºC.

La estratosfera comienza de la tropopausa y su límite superior es la estratopausa, a unos 50 km de altitud. En esta capa la temperatura aumenta con la altura hasta llegar a los 0 ºC en la estratopausa. Casi no hay movimiento en dirección vertical del aire, pero los vientos horizontales llegan a alcanzar frecuentemente los 200 km/h, lo que facilita que cualquier sustancia que llega a la estratosfera se difunda por todo el globo con rapidez. Es lo que sucede con los compuestos de cloro-floro-carbono (CFC) que destruyen el ozono. En esta parte de la atmósfera, entre los 30 y los 50 kilómetros, se encuentra el ozono que absorbe las radiaciones de onda corta.

La ionosfera y la magnetosfera se encuentran a partir de la estratopausa. En ellas el aire está tan enrarecido que la densidad es muy baja. Son los lugares en donde se producen las auroras boreales y en donde se reflejan las ondas de radio.

1.9. Ligas

http://www.atmosphere.mpg.de/enid/9ddd9d7620bc003474771f7bde03c94f,0/Introducci_n_al_Clima/-_Atm_sfera_440.html

http://teleformacion.edu.aytolacoruna.es/AYC/document/atmosfera_y_clima/atmosfera/estructAtmosf.htm

http://www.tecnun.es/asignaturas/Ecologia/Hipertexto/03AtmHidr/110Atmosf.htm#Composici%F3n

1.10. Cuestionario

1.11. Referencias

Allaby, Michael, Atmosphere: a scientific history of air, weather, and climate, Facts on File, Inc. New York, 2009

Aguado, Edwuard, Understanding weather and climate, 3rd edition, Pearson Education, Inc., New Jersey, 2004

Lutgens, Frederick and Tarbuck, Edwuard, The atmosphere an introduction to meteorology, 10th edition, Pearson Education, Inc., New Jersey, 2007

Wayne, Richard, Chemistry of atmospheres, 2nd edition, Oxford Science Publications, Oxford, 1991