15. la atmósfera
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La atmósfera evolucionó de no tener oxígeno a desarrollarlo gracias al crecimiento de plantas. Provee oxígeno y gases esenciales, participa en el ciclo del agua, protege de rayos cósmicos y distribuye la energía solar. Está compuesta principalmente por nitrógeno, oxígeno y vapor de agua, y contiene capas como la troposfera y la estratosfera que varían en temperatura y composición. Los movimientos atmosféricos se deben a diferencias de presión causadas por
15. la atmósfera
- 1. LA ATMOSFERA La Evolución Este es el planeta tierra. Nuestro planeta está compuesto de 3 partes: tierra, agua, y aire. Esta es la atmósfera. La atmósfera es el aire que envuelve la tierra. La atmósfera contiene oxígeno. Las personas y los animales necesitan oxígeno para poder vivir. Hace mucho tiempo, la tierra no tenía atmósfera. Pero después, las plantas comenzaron a crecer. Las plantas ayudaron a producir el oxígeno que hay en el aire, y entonces la atmósfera empezó a cubrir la tierra. La atmósfera La atmósfera es una capa protectora en la cual se desarrolla la vida en la tierra. Provee a los seres vivos de gases imprescindibles, forma parte importante en el ciclo hidrológico, nos sirve de protección frente a los rayos cósmicos y distribuye la energía del sol por toda la tierra. Sin embargo, en las últimas décadas se ha podido apreciar que la composición de la atmósfera está cambiando debido a la intervención del hombre.
- 2. Estructura de la atmósfera. La atmósfera contiene diferentes capas que pueden distinguirse por su composición, temperatura y densidad. La densidad de la atmósfera decrece conforme se incrementa la altitud, como consecuencia de las leyes de los gases y de la ley de la gravedad. La troposfera se extiende desde el nivel del mar hasta una altitud de 8-16 km (menor en los polos y mayor en el ecuador). Contiene aproximadamente las tres cuartas partes de la masa gaseosa de la atmósfera. Tiene una composición homogénea en gases y presenta una temperatura decreciente con la altitud. Su composición homogénea proviene de que en ella hay una continua mezcla y circulación de los gases. El extremo superior de la troposfera viene marcado por la tropopausa. A esta altura, el vapor de agua se condensa en hielo y se fotodisocia por la acción de la intensa radiación ultravioleta. La capa superior a la troposfera es la estratosfera, que se extiende entre los 20 y 48 km por encima del nivel del mar. En ella la temperatura se eleva hasta unos -2 º C conforme ascendemos. Esto se debe a la presencia de ozono (O3) en cantidades hasta 1000 veces superiores a las de la troposfera. El ozono es capaz de absorber la radiación ultravioleta produciendo ese efecto de calentamiento. Por encima de la estratosfera está la mesosfera que alcanza hasta los 80 km de altitud aproximadamente. En ella la temperatura desciende hasta -92 ºC . Por último nos encontramos con la termosfera en la que la pequeña cantidad de gas presente en ella alcanza temperaturas de hasta 1200 º C por la absorción de radiaciones de alta energía. Composición de la atmósfera. La atmósfera tiene dos componentes mayoritarios que suponen el 99% de su volumen: N2 (78.08 %) y O2 (20.95%). Junto a éstos existen otros gases minoritarios : Argón (0.93 %) CO2 (0.035%) y otros gases en cantidades muy bajas. El contenido en vapor de agua de la atmósfera está normalmente en el rango del 1-3% del volumen, con un promedio global del 1%. El porcentaje de agua en la atmósfera decrece rápidamente conforme se incrementa la altitud. Transferencia de energía en la atmósfera. Las características físicas y químicas de la atmósfera y el balance calorífico de la Tierra viene determinado por los procesos de transferencia de energía que ocurren en la atmósfera. No toda la energía solar que llega a la atmósfera alcanza la superficie de la tierra. Hay tres fenómenos atmosféricos que modifican la radiación solar que la atraviesa:
- 3. Dispersión: ocurre cuando las pequeñas partículas y las moléculas de gas dispersan parte de la radiación solar en direcciones aleatorias, sin alterar la longitud de onda de las mismas. La cantidad de radiación dispersada depende de dos factores: longitud de onda de la radiación y el tamaño de las partículas y moléculas de gas. En la atmósfera terrestre hay gran cantidad de partículas con tamaños en torno a las 0.5 mm que dispersan de forma preferencial las longitudes de onda menores (azul e inferiores). Absorción: algunos gases son capaces de absorber parte de la radiación solar, convirtiéndola en calor. La absorción de energía calorífica por los gases hace que estos emitan también su propia radiación, pero de longitudes de onda mayores (infrarrojo). Reflexión: parte de la radiación solar incidente es reflejada al espacio. Este fenómeno es atribuible en gran medida a las nubes y partículas presentes en la atmósfera. La luz solar que alcanza la superficie terrestre sin ser modificada se denomina radiación solar directa. La radiación solar que alcanza la superficie terrestre después de ser alterada por el proceso de difusión se denomina radiación solar difusa. Así toda la radiación que alcanza la atmósfera terrestre, solamente el 51 % es alcanza la superficie terrestre. No toda la radiación solar que alcanza la superficie terrestre es "usable". Al igual que ocurre en la atmósfera, la superficie terrestre refleja parte de esa radiación. Y depende de los materiales que la forman. Así la reflectividad de distintas superficies es: Arenas: 35-45 % Bosques de hoja caduca: 5-10% Bosques de coníferas 10-20% Vegetación herbácea: 15-25 %. La cantidad de energía reflejada de forma global (nubes, difusión y reflexión de la superficie terrestre) se denomina albeldo. Así el balance global de energía de longitudes de onda cortas sería: De forma global, la superficie terrestre absorbe 51 unidades de radiación de longitudes de onda corta y la suma de la radiación absorbida por la atmósfera y la superficie terrestre es de 70 unidades. (Véase Gráfico 1) Balance global de radiación de longitud de onda larga. La energía que alcanza la superficie terrestre, es reemitida en parte en forma de longitudes de onda largas. La tierra emite 117 unidades de radiación en forma de longitudes de onda largas, de las cuales 6 abandonan la atmósfera hacia el espacio y las 111 restantes son absorbidas por algunos gases de la atmósfera convirtiéndolas ene energía calorífica. Además, la tierra emite 7 unidades adicionales como calor sensible transferido a la atmósfera por conducción y convección. Del mismo modo la superficie terrestre incorpora
- 4. 23 unidades de energía a la atmósfera en forma de calor latente debido a la evaporación del agua. Este calor se libera cuando el vapor de agua se condensa. Gráfico 1 La atmósfera emite 160 unidades de energía de longitud de onda larga. Estas proceden: 111 de las emisiones dela superficie terrestre, 23 unidades dela transferencia de calor latente por parte de la superficie terrestre, 7 unidades de la transferencia de calor sensible y 19 unidades procedentes de la absorción de radiación por parte de los gases y las nubes. De estas 160 unidades 96 son transferidas de nuevo a la superficie terrestre y 64 se reemiten al espacio. Así la pérdida total de energía en forma de longitud de onda larga es de 70 unidades. (Véase Gráfico 2) G ráfi co 2
- 5. LOS FENÓMENOS METEREOLÓGICOS La energía solar no se recibe de forma homogénea en toda la superficie terrestre. La fuerza conductora de los fenómenos meteorológicos es la redistribución de la energía solar. Factores que intervienen en los movimientos de gases de la atmósfera Efecto de la presión. Circulación de los vientos de superficie El viento se desarrolla, en primer lugar, como consecuencia de diferencias espaciales en la presión atmosférica. Estas diferencias de presión, normalmente son causadas por una diferente absorción de la radiación solar. En un plano horizontal, el viento fluye de las zonas de alta presión a zonas de baja presión y verticalmente de zonas de baja presión a zonas de alta presión. La velocidad del viento es proporcional a el cambio de presión por unidad de distancia o gradiente de presión. Las zonas con presiones similares se representan en los mapas meteorológicos unidas mediante líneas imaginarias denominadas isobaras. Cuanto más juntas están unas isobaras, mayor será la fuerza del viento. Un segundo factor que afecta al movimiento del aire es la fuerza de Coriolis, debida a la rotación terrestre. La magnitud de la fuerza de Coriolis varía según la latidud, de modo que es nula en el ecuador y máxima en los polos. En tercer lugar puede aparecer una aceleración centrípeta, cuando el viento gira en torno a un centro. Por último, aparece la fricción debida al desplazamiento del aire. Los vientos influenciados por el gradiente de presión y la fuerza de Coriolis se denominan vientos geostroficos.(Véase Gráfico 3) Gráfico 3 Sin embargo, no todos los vientos de superficie fluyen en línea recta, en muchos casos, los vientos fluyen siguiendo las isobaras, de un centro de altas presiones o de uno de bajas presiones. Este tipo de flujo es resultado del efecto combinado del gradiente de presión, de la fuerza de Coriolis y de la fuerza centrípeta.
- 6. El efecto de la fricción del viento hace que el flujo del viento de gradiente no sea exactamente paralelo a las isobaras sino que fluye cortando las isobaras en un ángulo que varía entre los 10 y 45º (Véase Gráfico 4). Gráfico 4 Circulación termal. Los gradientes de presión pueden originarse, de forma local o global por efecto de diferencias en la temperatura del aire. En una determinada zona en la que se recibe mayor insolación el aire se calienta en superficie, reduciéndose su densidad y tendiendo a ascender (ver figura).El ascenso de aire, provoca una bajada de presión en esa zona, y el aire de la zona vecina con una insolación menor, tiende a fluir hacia la zona calentada. En la zona alta dela atmósfera, la zona que recibe el aire caliente, se convierte en un centro de altas presiones frente a la zona alta de la atmósfera vecina y el aire tiende a fluir hacia ella. De este modo se puede explicar el desarrollo de brisas marinas y de sistemas montaña valle. (Véase Gráfico 5) Gráfico 5
- 7. Circulación global en la atmósfera. Con los fundamentos establecidos hasta ahora podemos elaborar un modelo simplificado de circulación global de aire en la atmósfera. Para ello partiremos de los siguientes supuestos: No consideramos la rotación de la Tierra. La Tierra la consideramos compuesta por material homogéneo. La recepción diferencial de energía solar en la Tierra crea un gradiente de temperatura entre el ecuador y los polos (mayor temperatura en el ecuador y menor en los polos). Basados en estos supuestos, tendríamos un modelo de circulación como el descrito en la figura: en cada hemisferio existiría una célula de circulación en la que el aire frío delos polos fluiría hacia el ecuador, donde el aire caliente ascendería para fluir en la atmósfera alta hacia los polos, tal y como describíamos en el apartado anterior. Sin embargo, en la realidad, la rotación de la Tierra y otros factores, hacen que este flujo no sea directo en una sola célula, sino que se forman tres desde el ecuador hacia los polos conocidas como célula de Hadley, célula de Ferrer y célula Polar.
- 8. Bibliografía: http://altavista.com http://covis.atmos.uiuc.edu/guide/clouds/html/cloud home.html Fundamentos de Meteorología Aeronáutica, Juan L. Fernández Turanzas, Editorial Aeronáutica Sumaas, Madrid.