Presión atmosférica

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Barómetro aneroide, un instrumento para medir la presión atmosférica.

La presión atmosférica es la fuerza por unidad de superficie que ejerce el aire sobre la superficie terrestre.

La presión atmosférica en un punto coincide numéricamente con el peso de una columna estática de aire de sección recta unitaria que se extiende desde ese punto hasta el límite superior de la atmósfera. Como la densidad del aire disminuye conforme aumenta la altura, no se puede calcular ese peso a menos que seamos capaces de expresar la variación de la densidad del aire ρ en función de la altitud z o de la presión p. Por ello, no resulta fácil hacer un cálculo exacto de la presión atmosférica sobre un lugar de la superficie terrestre. Además tanto la temperatura como la presión del aire están variando continuamente, en una escala temporal como espacial, dificultando el cálculo. Podemos obtener una medida de la presión atmosférica en un lugar determinado pero con ella no se pueden obtener muchas conclusiones: es la variación de dicha presión a lo largo del tiempo lo que nos permite obtener una información útil que, unida a otros datos meteorológicos (temperatura atmosférica, humedad y vientos) nos da una imagen bastante acertada del tiempo atmosférico en dicho lugar e incluso un pronóstico a corto plazo del mismo.

La presión atmosférica en un lugar determinado experimenta variaciones asociadas con los cambios meteorológicos. Por otra parte, en un lugar determinado, la presión atmosférica disminuye con la altitud, como se ha dicho. La presión atmosférica decrece a razón de 1 mmHg o Torr por cada 10 m de elevación en los niveles próximos al del mar. En la práctica se utilizan unos instrumentos, llamados altímetros, que son simples barómetros aneroides calibrados en alturas; estos instrumentos no son muy precisos.

La presión atmosférica también varía según la latitud. La menor presión atmosférica al nivel del mar se alcanza en las latitudes ecuatoriales. Ello se debe al abombamiento ecuatorial de la Tierra: la litósfera está abultada en el ecuador terrestre, mientras que la hidrósfera está aún más abultada por lo que las costas de la zona ecuatorial se encuentran varios km más alejadas del centro de la Tierra que en las zonas templadas y, especialmente, en las zonas polares. Y, debido a su menor densidad, la atmósfera está mucho más abultada en el ecuador terrestre que la hidrósfera, por lo que su espesor es mucho mayor que el que tiene en las zonas templadas y polares. Es por ello que la zona ecuatorial es el dominio permanente de bajas presiones atmosféricas por razones dinámicas derivadas de la rotación terrestre. Y es por ello que la temperatura atmosférica disminuye un grado por cada 154 m de altitud, mientras que en la zona intertropical esta cifra alcanza unos 180 m de altitud.

La presión atmosférica normalizada, 1 atmósfera, fue definida como la presión atmosférica media al nivel del mar que se adoptó como exactamente 101 325 Pa o 760 Torr. Sin embargo, a partir de 1982, la IUPAC recomendó que si se trata de especificar las propiedades físicas de las sustancias "el estándar de presión" debía definirse como exactamente 100 kPa o (≈750,062 Torr). Aparte de ser un número redondo, este cambio tiene una ventaja práctica porque 100 kPa equivalen a una altitud aproximada de 112 metros, que está cercana al promedio de 194 m de la población mundial.[1]

Historia[editar]

En la antigüedad estaban lejos de sospechar el peso del aire. Lo consideraban como un cuerpo que por su naturaleza tendía a elevarse; explicándose la ascensión de los líquidos en las bombas por el horror vacui, «horror al vacío», que tiene la naturaleza.

Cuando los jardineros de Italia quisieron elevar el agua aspirando con una bomba de hélice, apreciaron que no podían superar la altura de 10,33 m (cerca de 34 pies). Consultado Galileo, determinó éste que el horror de la naturaleza al vacío se limitaba con una fuerza equivalente al peso de 10,33 m de agua (lo que viene a ser 1 atm de presión), y denominó a dicha altura altezza limitatíssima.

En 1643, Torricelli tomó un tubo de vidrio de un metro de longitud y lo llenó de «plata viva» (mercurio). Manteniendo el tubo cerrado con el dedo, lo invirtió e introdujo en una vasija con mercurio. Al retirar el dedo comprobó que el metal descendía hasta formar una columna cuya altura era 13,6 veces menor que la que se obtenía al realizar el experimento con agua. Como sabía que el mercurio era 13,6 veces más pesado que el agua, dedujo que ambas columnas de líquido soportaban el mismo contrapeso, sospechando que solo el aire era capaz de realizar dicha fuerza.

Luego de la temprana muerte de Torricelli, llegaron sus experimentos a oídos de Pascal, a través del Padre Mersenne que los dio a conocer por medio de un tratado, actualmente depositado en París.[cita requerida] Aunque aceptando inicialmente la teoría del horror al vacío, no tardó Pascal en cambiar de idea al observar los resultados de los experimentos que realizó. Empleando un tubo encorvado y usándolo de forma que la atmósfera no tuviera ninguna influencia sobre el líquido, observó que las columnas llegaban al mismo nivel. Sin embargo, cuando permitía la acción de la atmósfera, el nivel variaba.

Estos resultados le indujeron a abordar el experimento definitivo, consistente en transportar el barómetro a distintas altitudes y comprobar si era realmente el peso del aire el que determinaba la ascensión del líquido en el tubo. Al escribir a Perier, uno de sus parientes, el 15 de noviembre de 1647 acerca del experimento proyectado, decía:

Si sucede que la altura de la plata viva es menor en lo alto de la montaña que abajo, se deducirá necesariamente que la gravedad y presión del aire son la única causa de esta suspensión de la plata viva, y no el horror al vacío, porque es verdad que hay mucho más aire que pese al pie de la montaña que en su vértice.

El 19 de septiembre de 1648, Pelier cumplió el deseo de su cuñado y realizó el experimento ascendiendo a la cima del Puy-de-Dôme. Comparando la medida realizada en la cima, situada a una altura de 500 toesas (cerca de 1000 m), con la de base, tomada por el padre Chastin, hallaron una diferencia de tres líneas y media entre ambas. La idea del horror vacui quedó definitivamente abandonada: el aire pesaba.

Sin dudar del mérito de la realización del experimento, fue sin embargo Descartes quien, en carta escrita en 1638, 12 años antes del experimento de Torricelli, afirmaba ya que

El aire es pesado, se lo puede comparar a un vasto manto de lana que envuelve la Tierra hasta más allá de las nubes; el peso de esta lana comprime la superficie del mercurio en la cuba, impidiendo que descienda la columna mercurial.

No obstante, el concepto de presión atmosférica no empezó a extenderse hasta la demostración, en 1654, del burgomaestre e inventor Otto von Guericke quien, con sus hemisferios de Magdeburgo, cautivó al público y a personajes ilustres de la época.

Presión atmosférica y altura[editar]

La altura modifica tanto la temperatura como la presión atmosféricas al modificarse la densidad del aire. El fenómeno es muy sencillo: el aire se calienta en contacto con la superficie terrestre, tanto en la parte sólida como en la superficie de los océanos y mares, especialmente, en este último caso. Al calentarse el aire se eleva porque disminuye de densidad y por lo tanto, de presión y asciende hasta equilibrarse la temperatura de la columna ascendente del aire con su entorno a un nivel superior. Sin embargo, la comprensión de este proceso es mucho más compleja, ya que las variaciones de la presión no varían exclusivamente con la altura sino con otros factores como son la mayor o menor humedad y con la latitud, que modifica sustancialmente el mayor o menor espesor de la atmósfera por razones dinámicas: este espesor es máximo en la zona ecuatorial debido a la fuerza centrífuga de la rotación terrestre en dicha zona y, por ende, menor en los polos.

Estabilidad e inestabilidad atmosférica[editar]

Cuando el aire está frío, desciende, haciendo aumentar la presión y provocando estabilidad. Se forma, entonces, un anticiclón. Cuando el aire está caliente, asciende, haciendo bajar la presión y provocando inestabilidad. Se forma así un ciclón o borrasca.

Además, el aire frío y el cálido no se mezclan de manera inmediata, debido a la diferencia de densidades; y cuando se encuentran en superficie, el aire frío empuja hacia arriba al aire caliente provocando un descenso de la presión e inestabilidad, por causas dinámicas. Se forma entonces un ciclón, o borrasca dinámica. Esta zona de contacto es la que se conoce como frente.

Véase también[editar]

Referencias[editar]

  1. «Standard Pressure IUPAC.org, Gold Book,» (en inglés). Consultado el 14/01/2008.

Bibliografía[editar]

Enlaces externos[editar]