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Revisión del 17:48 14 ene 2010

La atmósfera terrestre es la capa gaseosa que rodea a la Tierra. Juntamente con la hidrosfera constituyen el sistema de capas fluidas terrestres, cuyas dinámicas están estrechamente relacionadas.

Protege la vida de la Tierra absorbiendo en la capa de ozono gran parte de la radiación solar ultravioleta, reduciendo las diferencias de temperatura entre el día y la noche, y actuando como escudo protector contra los meteoritos. El 75% de la atmósfera se encuentra en los primeros 11 km de altura desde la superficie planetaria.

Composición

En la atmósfera terrestre pueden distinguirse dos regiones con distinta composición:

Homosfera

La homosfera ocupa los 100 km inferiores y tiene una composición constante y uniforme.

oxígeno (20,946%)
nitrógeno (78,084%)
argón (0,934%)
dióxido de carbono (0,046%)
vapor de agua (aprox. 1%)
neón (18,2 ppm)
helio (5,24 ppm)
kriptón (1,14 ppm)
hidrógeno (5 ppm)
ozono (11,6 ppm)

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Heterosfera

La heterosfera se extiende desde los 100 km hasta el límite superior de la atmósfera (unos 10.000 km); está estratificada, es decir, formada por diversas capas con composición diferente.

100-400 km - capa de nitrógeno molecular
400-1.100 km - capa de oxígeno atómico
1.100-3.500 km - capa de helio
3.500-10.000 km - capa de hidrógeno

Variación de la presión con la altura

Artículo principal: Atmósfera

La variación con la altura de la presión atmosférica con el conocimiento que se tiene del magnetismo o de la densidad atmosférica es lo que se conoce como Ley barométrica.

La diferencia de presión entre dos capas separadas por un $\Delta h$ es:

\Delta P=-\rho \cdot g\cdot \Delta h

pues se supone la densidad constante.

La ley de la densidad suponiendo el aire como un gas ideal

\rho ={\frac {P\cdot M}{R\cdot T}}

aplicada a la superficie de la Tierra resulta una densidad del aire $\rho _{0}=1,225\cdot {\frac {g}{dm^{3}}}$ .

Pretendemos subir una montaña no excesivamente alta (para que la densidad sea constante) y queremos saber como disminuirá la presión a medida que ascendemos

Como la densidad del mercurio es:

\rho _{Hg}=13,6{\frac {g}{cm^{3}}}\,

es 11.100 veces mayor que la densidad del aire resulta que la presión disminuye 1 mm de Hg cuando nos elevamos 11100 mm es decir 11,1 m. Ahora bien como 4 hPa son 3 mm de Hg la presión disminuye 4 hPa cada 33,3 m es decir 1 hPa cada 8 m de ascenso.

En una atmósfera isoterma la presión varía con la altura siguiendo la ley:

P=P_{0}\cdot e^{\frac {-M\cdot g\cdot (h-h_{0})}{R\cdot T}}

donde M es la masa molecular, g la aceleración de la gravedad, h-h₀ es la diferencia de alturas entre los niveles con presiones P y P₀ y T es la Temperatura absoluta media entre los dos niveles, y R la constante de los gases perfectos. El hecho de que la temperatura varíe sí limita la validez de la fórmula. Por el contrario, la variación de la aceleración de la gravedad es tan suave que no afecta.

Escala de altura

La escala de altura es la altura a la que hay que elevarse en una atmósfera para que la presión atmosférica disminuya en un factor e=2,718182. Es decir la disminución de presión es $1-{\frac {1}{e}}=0,632=63,2\%$ Para calcularla basta con poner en la ley barométrica $P=P_{0}/e\,$ resulta:

H={\frac {R\cdot T}{M\cdot g}}\,

Para la atmósfera de la Tierra la escala de alturas H es de 8,42 km.

En función de la escala de alturas H la presión puede expresarse:

P=P_{0}\cdot e^{-{\frac {(h-h_{0})}{H}}}\,

y análogamente para la densidad:

\rho =\rho _{0}\cdot e^{-{\frac {(h-h_{0})}{H}}}\,

Capas de la atmósfera terrestre y la temperatura

La temperatura de la atmósfera terrestre varía con la altitud. La relación entre la altitud y la temperatura es distinta dependiendo de la capa atmosférica considerada:

Tropósfera: 0 - 9/18 km, la temperatura disminuye con la altitud.
Estratosfera: 9/18 - 50 km, la temperatura permanece constante para después aumentar con la altitud.
Mesosfera: 50 - 80/90 km, la temperatura disminuye con la altitud.
Termosfera o Ionosfera: 80/90 - 600/800 km, la temperatura aumenta con la altitud.
Exosfera: 600/800 - 2.000/10.000 km

Las divisiones entre una capa y otra se denominan respectivamente tropopausa, estratopausa, mesopausa y termopausa.

Regiones atmosféricas

Ozonosfera: región de la atmósfera donde se concentra la mayor parte del ozono. Se encuentra en la baja estratosfera, entre los 15 y 32 km, aproximadamente. Esta capa nos protege de la radiación ultravioleta del Sol.
Ionosfera: región ionizada por el bombardeo producido por la radiación solar. Se corresponde aproximadamente con toda la termosfera.
Magnetosfera: Región exterior a la Tierra donde el campo magnético, generado por el núcleo terrestre, actúa como protector de los vientos solares.
Capas de airglow: Son capas situadas cerca de la mesopausa, que se caracterizan por la luminiscencia (incluso nocturna) causada por la reestructuración de átomos en forma de moléculas que habían sido ionizadas por la luz solar durante el día, o por rayos cósmicos. Las principales capas son la del OH, a unos 85 km, y la de O2, situada a unos 95 km de altura, ambas con un grosor aproximado de unos 10 km.

Funciones de la atmósfera

Fricción atmosférica

La atmósfera es un escudo protector contra los impactos de enorme energía que provocarían aún pequeños objetos espaciales al colisionar a altísima velocidad la superficie del planeta.

Sin atmósfera, la velocidad de colisión de estos objetos sería la suma de su propia velocidad inercial espacial (medida desde nuestro planeta) más la aceleración provocada por la gravitación terrestre.

Una partícula del tamaño del punto de esta "i", incidiendo a más de 40.000 km/h (11 km/s), sería capaz de perforar el techo de un automóvil si no tuviésemos atmósfera. Al tener la energía cinética se transforma en luz y desde la superficie vemos un meteoro.

La fricción es la manifestación macroscópica de una transferencia de energía cinética, o su transformación en otro tipo de energía, por la que un cuerpo "pierde" movimiento cediéndoselo a otro ya sea transfiriéndole parte de su propio movimiento o transformándose en movimientos moleculares (calor, vibración sonora, etc.)

Velocidad decreciente en caída libre

Un cuerpo en caída libre dentro de la atmósfera puede tener velocidad decreciente, dado que la atracción gravitacional produce un movimiento uniformemente acelerado solamente en el vacío.

Si un cuerpo comienza a caer atravesando la atmósfera, se va acelerando hasta que su peso es igual a la fuerza de fricción que se produce por el desplazamiento dentro del aire. En ese momento deja de acelerar, y su velocidad comienza a decrecer a medida que la atmósfera aumenta su densidad, provocando una fuerza de fricción mayor.

Puede decelerar la velocidad de caída no sólo por la densidad de la atmósfera sino también por la variación del área de sección atravesada, lo que aumenta la fricción. Los acróbatas aéreos de caída libre pueden variar su velocidad de caída acelerando o desacelerando: si se desplazan de cabeza aceleran hasta equilibrar su peso, y si abren los brazos y piernas desaceleran.

Ciclos biogeoquímicos

Artículo principal: Ciclo biogeoquímico

La atmósfera tiene una gran importancia en los ciclos biogeoquímicos. La composición actual de la atmósfera es debida a la actividad de la biosfera (fotosíntesis), controla el clima y el ambiente en el que vivimos y engloba dos de los tres elementos esenciales (nitrógeno y carbono); aparte del oxígeno. Se encuentra bien mezclada, es decir, refleja cambios globales.

La actividad del hombre está modificando su composición, como el aumento del dióxido de carbono o el metano, causando el efecto invernadero o el óxido de nitrógeno, causando la lluvia ácida.

Filtro de las radiaciones solares

Las radiaciones solares nocivas, como la ultravioleta, son absorbidas casi en un 90% por la capa de ozono de la estratosfera. La actividad mutágena de dicha radiación es muy elevada, originado dímeros de timina que inducen la aparición de melanoma en la piel. Sin ese filtro, la vida fuera de la protección del agua no sería posible.^[1]

Efecto invernadero

Gracias a la atmósfera la Tierra no tiene grandes contrastes térmicos; debido al efecto invernadero natural, que está producido por gases como del dióxido de carbono, vapor de agua y metano, que reemiten en forma de radiación infrarroja parte de la energía emitida por la superficie terrestre; este calor queda retenido en la atmósfera en vez de perderse en el espacio. Este fenómeno tiene un papel clave en las suaves temperaturas medias del planeta. Así, teniendo en cuenta la constante solar (calorías que llegan a la superficie de la Tierra por centímetro cuadrado y por minuto), la temperatura media del planeta sería de -27ºC, incompatible con la vida tal y como la conocemos; en cambio, su valor real es de unos 15ºC debido precisamente al efecto invernadero.^[1]

Evolución

La composición de la atmósfera terrestre no permanece estacionaria, sino que varía con el paso del tiempo por diversas causas. Además, los elementos ligeros están continuamente escapándose de la gravedad terrestre; de hecho, en la actualidad se fugan unos tres kilogramos de hidrógeno y 50 gramos de helio cada segundo, cifras que en tiempos geológicos (millones de años) resultan decisivas.^[2] Se pueden establecer diferentes etapas según la composición de la atmósfera:

Origen

Su origen se produce por:

Pérdida de la capa de gases de la nebulosa original (H y He).
Aumento de la masa de la Tierra: Gravedad.
Enfriamiento de la Tierra.
La atmósfera primitiva.
Desgasificación de la corteza terrestre.
Formación de una capa de gases: atmósfera primitiva. Esta atmósfera, tiene una composición parecida a las emisiones volcánicas actuales, donde dominarían el N₂, CO₂, HCl y SO₂.
Algunos gases y el H₂O de procedencia externa (Cometas).

Etapa prebiótica

Antes de la vida, la atmósfera sufrió unos cambios:

Condensación del vapor de agua: formación de los océanos y disolución de gases en ellos (CO₂, HCl y SO₂).
Principal gas de la atmósfera: Nitrógeno (N₂).
No había oxígeno (O₂).

Etapa microbiológica

Etapa con la aparición de las primeras bacterias anaeróbicas (que usan H y H₂S) y fotosintéticas (Bacterias del azufre y cianobacterias):

Comienza la producción de O₂ del océano.
El O₂ producido se utiliza para oxidar las sustancias reducidas del océano. Prueba de ello son la deposición de las formaciones de hierro en bandas:
Fe⁺³ + O₂ → Fe₂O₃
Una vez oxidado las sustancias, empieza la producción de O₂ para la atmósfera.
El O₂ liberado se gasta para oxidar sustancias reducidas de la corteza terrestre. Prueba de ello son la formación de capas rojas de origen continental.

Etapa biológica

Etapa con la aparición de organismos eucariotas con fotosíntesis más eficiente:

Aumento del O₂ en la atmósfera hasta la concentración actual (21%).
Formación de la capa de O₃ (protección de la radiación ultravioleta del Sol), permitiendo la colonización de las tierras emergidas.

Referencias

↑ ^a ^b Costa, M. et al.. 2009. Ciències de la Terra i del Medi Ambient. Ed. Castellnou, Barcelona. ISBN 978-84-9804-640-3
↑ Catling, David C.; Zahnle, Kevin J. (Julio de 2009). «Pérdidas en las atmósferas planetarias». Investigación y ciencia (Scientific American) (394): 14-22.

Enlaces externos

[cos-1] Costa, M. et al.. 2009. Ciències de la Terra i del Medi Ambient. Ed. Castellnou, Barcelona. ISBN 978-84-9804-640-3

[2] Catling, David C.; Zahnle, Kevin J. (Julio de 2009). «Pérdidas en las atmósferas planetarias». Investigación y ciencia (Scientific American) (394): 14-22.

[1]

[2]

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 *[[ozono]] (11,6 ppm)
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 ===Heterosfera===
 La [[heterosfera]] se extiende desde los 100 km hasta el límite superior de la atmósfera (unos 10.000 km); está estratificada, es decir, formada por diversas capas con composición diferente.