VC03 la atmosfera

LA ATMÓSFERACIENCIAS NATURALES

Introducción. La Tierra: un lugar para la vida | Composición y estructura vertical de la atmósfera |Radiación | El efecto invernadero natural | Impacto de las actividades humanas en la atmósfera | Atmósfera urbana |El agujero de ozono | Cambio climático

Autoras: Dra. Inés Camilloni (UBA y CONICET) y Dra. Carolina Vera (UBA y CONICET) | Coordinación Autoral: Dr. Alberto Kornblihtt (UBA y CONICET)

EXPLORALAS CIENCIAS EN EL MUNDO CONTEMPORÁNEO

PROGRAMA

DE CAPACITACIÓN

MULTIMEDIAL

2 EXPLORA CIENCIAS NATURALES

INTRODUCCIÓN. LA TIERRA: UN LUGAR PARA LA VIDA

E l hecho de que el planeta Tierrasea un lugar adecuado para la

vida tal como la conocemos es prin-cipalmente una consecuencia de suclima moderado. Un requerimientofundamental para la vida es el agualíquida, y la Tierra es el único planetadel Sistema Solar que la posee. Venus,nuestro vecino inmediato en direcciónal Sol, tiene una temperatura superfi-cial promedio de 460 °C, suficientecomo para derretir plomo. Marte, elplaneta más cercano en direcciónopuesta al Sol, tiene una temperaturapromedio de -55 ºC, que es equiva-lente a las temperaturas más fríasexperimentadas en el Polo Sur. La

temperatura promedio de la superfi-cie terrestre es de 15 °C. Esto haceque la Tierra sea un lugar no sólo habi-table, sino también relativamente pla-centero para vivir.

¿Por qué Venus es demasiado calu-roso, Marte demasiado frío y la Tierratiene la temperatura adecuada parala vida? La intuición sugiere que larespuesta es que la Tierra resulta estara la distancia justa del Sol (y en conse-cuencia recibiría exactamente la can-tidad correcta de luz solar), mientrasque Venus y Marte no lo están. Unanálisis más detallado revela que nosólo la cantidad de luz solar recibidapor un planeta determina la tempe-

ratura de su superficie. La superficie deun planeta es también calentada me-diante el efecto invernadero de su at-mósfera, cuando esta existe. Como ve-remos más adelante, la atmósfera deun planeta permite que penetre la luzsolar, pero retarda la velocidad con quese pierde el calor. Sin el efecto inverna-dero, la temperatura promedio de lasuperficie de la Tierra sería de -18 °C−es decir, 33 °C más fría que el valorregistrado− y sería un planeta conge-lado y estéril.

Para entender cómo funciona el efec-to invernadero de la atmósfera, descri-biremos su composición, y también lanaturaleza de la radiación solar.

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La Tierra vista desde el espacio.

3LA ATMÓSFERA

COMPOSICIÓN Y ESTRUCTURA VERTICAL DE LA ATMÓSFERA

su papel en los procesos de conden-sación del agua, sino también porqueconstituye una reserva de calor. Elvapor de agua se transforma en agualíquida durante la condensación; enese proceso se liberan grandes canti-dades de energía (calor latente) queconstituyen el "motor" de fenómenosmeteorológicos, como las tormentasconvectivas y los huracanes. Asimismo,como veremos más adelante, cumpleun papel importante en el balance decalor del sistema Tierra-atmósfera.

El dióxido de carbono, un compo-nente natural de la atmósfera, ocupaalrededor del 0,036 % del volumendel aire, lo que es un pequeño peroimportante porcentaje. Entra a laatmósfera sobre todo por la degrada-ción de la materia vegetal, pero tam-bién lo hace por las erupciones volcá-nicas, la respiración de los seres vivosy, como veremos más adelante, poractividades humanas, como el uso decombustibles y la deforestación.

El dióxido de carbono es removidode la atmósfera por los procesos defotosíntesis. Los océanos actúan co-mo reservorios enormes de dióxido decarbono, debido a que el fitoplanctonlo fija en sus células. Este gas, que sedisuelve directamente en el agua su-perficial, se mezcla “hacia abajo” ycircula hasta las grandes profundida-des. Se estima que los océanos alma-cenan más de 50 veces el dióxido decarbono presente en la atmósfera.

Además del nitrógeno, el oxígeno,el vapor de agua y el dióxido de car-bono, que son los gases principales,la atmósfera contiene otros en menorproporción que afectan el clima. Losmás importantes son el ozono (O3), elmetano (CH4), los óxidos de nitróge-no (NOx) y los clorofluorocarbonos.

En la atmósfera también están pre-sentes tanto nubes de agua líquida yde cristales de hielo como impurezasprovenientes de fuentes naturales y

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Detalle de la atmósfera que recubre a la Tierra.

L a atmósfera de la Tierra es una co-bertura gaseosa compuesta prin-

cipalmente por nitrógeno (N2) y oxí-geno (O2) molecular, con pequeñascantidades de otros gases, como va-por de agua (H2O) y dióxido de carbo-no (CO2). La capa fina azulada cercadel horizonte que se observa en la ima-gen representa la parte más densa dela atmósfera. Aunque nuestra atmós-fera tiene un espesor de varias cente-nas de kilómetros, cerca del 99 % desu masa gaseosa se encuentra dentrode los primeros 30 km cercanos a lasuperficie terrestre.

La tabla muestra que el nitrógenorepresenta cerca del 78 % y el oxíge-no, el 21 % del volumen total de laatmósfera cerca de la superficie terres-tre. En la atmósfera existe un balanceentre la salida (destrucción) y entrada(producción) de estos gases. Por ejem-plo, el nitrógeno es removido de laatmósfera principalmente por proce-sos biológicos que involucran las bac-terias presentes en los suelos, y retor-na a la atmósfera por medio de ladegradación de la materia orgánicapor la acción de microorganismos. Eloxígeno, por su parte, es removido dela atmósfera por la degradación de lamateria orgánica y por los procesos deoxidación en los que se combina conotras sustancias. El oxígeno tambiénes consumido en la respiración de losseres vivos, por la que se libera dióxidode carbono. La incorporación de oxí-geno a la atmósfera ocurre, en cam-bio, en los procesos de fotosíntesis.

Existen enormes variaciones en elvolúmen del vapor de agua según laszonas: cerca de la superficie, en lasregiones tropicales, el vapor de aguapuede constituir hasta el 4 % de losgases atmosféricos, mientras que enregiones polares representa bastantemenos del 1 %. El vapor de agua nosólo es un componente de la atmós-fera extremadamente importante por

TABLA 1. GASES DE LA ATMÓSFERA

Gas Fórmula química Porcentaje (por volumen)

Gases permanentesNitrógeno N2 78,08Oxígeno O2 20,95Argón Ar 0,93Neón Ne 0,0018Helio He 0,0005Hidrógeno H2 0,00006Xenón Xe 0,000009

Gases variablesVapor de agua H2O 0 a 4Dióxido de carbono CO2 0,036Metano CH4 0,00017Óxido nitroso N2O 0,00003Ozono O3 0,000004Partículas (polvo, etc.) 0,000001Clorofluorocarbonos (CFC) 0,00000002


humanas. Partículas de polvo, sueloy sal marina son incorporadas a ellapor acción del viento y cumplen unpapel beneficioso al actuar como su-perficies donde el agua se condensapara formar las gotas de nubes. Encambio, las partículas que se intro-ducen a la atmósfera por accioneshumanas constituyen, por su accióncontaminante, un riesgo para el siste-ma Tierra-atmósfera.

La atmósfera puede ser dividida enuna serie de capas en función de lavariación de la temperatura con la altu-ra. En la infografía se muestra cómovaría la temperatura desde la superficiede la Tierra hasta unos 500 km de altu-ra. En la capa más cercana a la superfi-cie, denominada tropósfera, que seextiende en promedio hasta 12 km dealtura (con un máximo de aproximada-mente 19 km en latitudes ecuatorialesy un mínimo de 9 km sobre los polos),la temperatura disminuye a una tasapromedio de 6,5 °C por kilómetro. Enesta capa, que concentra el 80 % detoda la masa de la atmósfera, ocurrenlos fenómenos meteorológicos másrelevantes. En el límite superior de latropósfera, denominado tropopausa, latemperatura deja de disminuir y estácercana a los -55 °C.

Por encima de la tropósfera se en-cuentra la estratósfera, que se extien-de hasta los 45 km de altura. En ella latemperatura aumenta con la alturahasta un valor cercano a 0 °C en sulímite superior, denominado estrato-pausa. La concentración de masa at-mosférica en los niveles superiores dela estratósfera y en las capas por enci-ma de ella es tan baja (99 % de lamasa está concentrada por debajo delos 30 km, aproximadamente) que elsignificado de la temperatura no es elmismo que en el nivel de la superficiedel planeta.

Por encima de la estratósfera la tem-peratura disminuye con la altura, defi-niendo la capa denominada mesósfera,que culmina a unos 80 km de altitud,en la mesopausa, donde la temperatu-ra es del orden de los -90 °C. Por enci-ma de ese nivel, y hasta uno superior

no bien definido, la temperatura vuel-ve a aumentar con la altura y define lacapa denominada termósfera.

RADIACIÓN

La energía proveniente del Sol se llamaenergía radiante o radiación. Podemosdescribir la radiación electromagnéticacomo una onda eléctrica y magnéticaque se propaga de manera similar a lasondas que se mueven, por ejemplo,sobre la superficie de un lago. Una on-da de cualquier tipo de radiación elec-tromagnética (como la luz o las radia-ciones ultravioleta o infrarroja o losrayos X) se mueve a una velocidad fija c,conocida como "velocidad de la luz",que en el vacío es de 300.000 km/s. Laonda consiste de una serie de crestas ydepresiones. La distancia entre doscrestas (o depresiones) es llamada lon-gitud de onda y generalmente se indicacon la letra griega λ (lambda).

Aunque podemos pensar la radia-ción electromagnética como una on-da, se comporta más bien como unflujo de partículas. Se llama fotón auna "partícula" o pulso individual deradiación electromagnética. El fotónes la cantidad discreta más pequeñade energía que puede ser transporta-da por una onda electromagnética deuna determinada frecuencia.

El rango total de tipos de radiaciónelectromagnética que difieren por suslongitudes de onda constituyen el es-pectro electromagnético. Las longitudesde onda en el rango visible se miden tí-picamente en nanómetros (nm). Un na-nómetro es la mil millonésima (10-9) par-te del metro. La radiación visible, o luzvisible, posee un rango relativamenteangosto de longitudes de onda, entre400 y 700 nm. Dentro de este rango, elcolor de la luz dependerá de su longi-tud de onda. La longitud de onda visi-ble más larga aparece ante nuestrosojos como roja, mientras que la máscorta se registra como azul o violeta.

Alrededor del 40 % de la energía delSol es emitida en longitudes de ondamás largas que el límite visible de 700nm que constituyen la radiación infra-

5LA ATMÓSFERA

calientes que superficies de coloresmás claros como las veredas de ce-mento. Las superficies oscuras absor-ben más energía radiante (y reflejanmenos) mientras que las superficiesclaras reflejan más energía y en conse-cuencia absorben menos. La reflectivi-dad de una superficie se llama albedo.

Si observáramos la Tierra desde elespacio, veríamos que una mitad reci-be luz solar, mientras que la otra estáa oscuras. La energía solar calienta lasuperficie terrestre sólo durante el día,mientras que la superficie terrestreemite constantemente radiación infra-rroja hacia el exterior tanto durante eldía como durante la noche.

Si la atmósfera no existiese y nohubiera otros mecanismos de transfe-rencia de calor, la superficie terrestreestaría en equilibrio de radiación (lacantidad de energía que absorbe esigual a la que emite), aunque la tempe-ratura global promedio que resultaríade ese balance sería de -18 °C, bastan-te diferente de la que se registra, quees de alrededor de 15 °C. Físicamente,la temperatura de la superficie terrestredepende de tres factores: g la radiación solar que recibe;g la reflectividad de su superficie (al-bedo); g la cantidad de calor proporcionadapor la atmósfera.

rroja (IR). Las ondas infrarrojas tienenlongitudes de onda entre 1.000 y1.000.000 nm. En cambio, alrededordel 10 % de la energía del Sol es emiti-da en longitudes de onda más cortasque las de la luz visible, que constitu-yen la radiación ultravioleta (UV). Laslongitudes de ondas ultravioletas sonlas menores que 400 nm.

Es importante también considerarlos siguientes conceptos.g Todas las cosas, sin importar cuángrandes o pequeñas sean, emiten ra-diación. El aire, nuestro cuerpo, las flo-res, los árboles, la Tierra, las estrellas,etc. La energía se origina por la rápidavibración de los billones de electronesque componen cualquier objeto.g Las longitudes de onda de la radia-ción que un objeto emite dependenprincipalmente de la temperatura delobjeto. Cuanto más alta es la tempe-ratura del objeto, más corta es la lon-gitud de onda de la radiación emitida.

Mientras que el Sol emite sólo unaparte de su energía en forma de radia-ción infrarroja, la Tierra, enormemen-te más fría, irradia prácticamente todasu energía en esa forma de radiación.En consecuencia, dado que el Sol irra-dia la mayor parte de su energía enlongitudes de onda mucho más cortasque las que emite la Tierra, la radiaciónsolar, generalmente, recibe el nombre

de radiación de onda corta, mientrasque la radiación terrestre es referidacomo radiación de onda larga.

EL EFECTO INVERNADERO NATURAL

Si la Tierra y todas las cosas están conti-nuamente irradiando energía térmica,¿por qué no se vuelven progresivamen-te más frías? La respuesta es que todoslos objetos no sólo irradian energía,también la absorben. Si un objeto irra-dia más energía que la que absorbe, seenfriará; si absorbe más energía que laque emite, se calentará. Durante un díasoleado, la superficie terrestre se calien-ta porque absorbe más energía del Soly de la atmósfera que la que irradia,mientras que durante la noche la su-perficie terrestre se enfría porque emitemás energía que la que recibe. Cuandoun objeto absorbe y emite energía enigual proporción, su temperatura per-manece constante.

La tasa con la que un objeto absor-be e irradia energía depende fuerte-mente de las características de susuperficie −textura, color, humedad−y de su temperatura.

Por ejemplo, sabemos por experien-cia propia que, en un día de veranosoleado, superficies oscuras como elasfalto de las calles estarán más


Nombre y fórmula química Concentración (ppm)

Vapor de agua (H2O) 0,1 (Polo Sur) - 40.000 (trópicos)Dióxido de carbono (CO2) 375Metano (CH4) 1,7Óxido nitroso (N2O) 0,3Ozono (O3) 0,01 (en la superficie)Freón-11 (CCl3F) 0,00026Freón-12 (CCl2F2) 0,00047

tura existentes en la superficie de laTierra, formaría una capa de aproxi-madamente 3 milímetros de espesor.

El ozono tiene una gran influenciasobre la biósfera por su eficiente ab-sorción de la radiación solar UV. Estaradiación se clasifica en UV-A (longi-tudes de onda entre 320 y 400 nm),UV-B (entre 290 y 320 nm) y UV-C(menos de 290 nm). Aunque los trestipos de radiación pueden dañar a losseres vivos, el efecto más perjudicial esel causado por la UV-C.

Afortunadamente, el ozono absor-be totalmente la radiación UV-C yparcialmente las otras, por lo quesólo se recibe en superficie el 10 %de la UV-B y el 90 % de la UV-A.Entre los daños que puede causar laradiación UV-C está la promoción demutaciones en los genes, que pue-den derivar en cánceres, enfermeda-des oculares e inmunodeficiencias.Además, puede dañar el fitoplanc-ton, base de la cadena alimentaria dela vida en el mar.

Se conoce como efecto invernaderola acción de determinados componen-tes de la atmósfera (gases de inverna-dero). Esa acción consiste en la absor-ción de parte de la radiación infrarrojaemitida por la superficie terrestre ysu irradiación devuelta hacia abajo. Elnombre invernadero se debe a que laacción de estos gases tiene ciertasemejanza con la que tienen los vidriosde un invernadero de plantas que per-miten la entrada de luz visible, peroimpiden parcialmente la salida de laradiación infrarroja. La tabla 2 muestraalgunos de los gases de invernaderomás importantes; entre ellos, el dióxi-do de carbono y el vapor de agua sonlos que presentan mayor concentra-ción. Los gases de invernadero tienenla particularidad de realizar una absor-ción "selectiva" de una porción de laradiación solar entrante, pues permi-ten que la mayor parte de la radiaciónsolar entrante (de onda corta) llegue ala superficie terrestre, pero absorbenuna buena cantidad de la radiacióninfrarroja terrestre (de onda larga), evi-tando así que se escape rápidamenteal espacio.

Tanto el efecto invernadero como lacantidad de radiación solar absorbidaestán fuertemente influidos por la pre-sencia de las nubes, que pueden pro-ducir calentamientos o enfriamientosde la superficie de acuerdo con su alti-tud y su espesor. También las cobertu-ras de nieve y hielo son elementosimportantes a tener en cuenta en elbalance de energía del sistema Tierra-atmósfera.

Cabe destacar, entonces, que el efec-to invernadero en la atmósfera consti-tuye indiscutiblemente un fenómenoreal y natural (entendiendo como natu-ral una situación independiente de lasactividades humanas) que permite quelas temperaturas de la superficie terres-tre sean las adecuadas para la vida.

OZONO ESTRATOSFÉRICO: ESCUDOPROTECTOR DE LA RADIACIÓN UV

El ozono (O3) es un compuesto quími-co formado por tres átomos de oxíge-no. Las moléculas de ozono se crean ydestruyen continuamente en la at-mósfera por medio de mecanismosnaturales, de forma tal que existe unbalance entre producción y destruc-ción. Aproximadamente el 90 % delozono atmosférico se encuentra en laestratósfera (la porción de atmósferasituada entre los 10 km y 45 km dealtura). La cantidad total de ozonoestratosférico es pequeña: si se locomprimiera a la presión y tempera-

TABLA 2. GASES DE INVERNADERO MÁS IMPORTANTES

7LA ATMÓSFERA

Los efectos de protección del ozonoson posibles cuando este se encuentraen su ámbito natural, es decir, en labaja estratósfera, distribuido en unacapa (la denominada capa de ozono)que va desde los 12 a los 35 km dealtura aproximadamente. Sin embar-go, el ozono es nocivo cuando está enniveles más bajos (en la tropósfera)debido a su acción contaminante, yaque contribuye a potenciar el efectoinvernadero natural.

La concentración de ozono estratos-férico se mide en unidades Dobson(UD). Cada una de estas unidades equi-vale a una capa de 0,01 mm de espe-sor, a presión normal y 0 ºC de tempe-ratura. La concentración normal deozono oscila entre 200 y 400 UD.

Los pasos involucrados en la forma-ción natural de ozono en la estra-tósfera −denominada ozonogénesis−,así como en su destrucción −llamadaozonólisis−, se pueden observar enlos esquemas de esta página.

Mediante una series de reacciones, elozono se forma al incidir radiación UVsobre moléculas de oxígeno (O2) at-mosférico. Si la radiación posee unalongitud de onda inferior a los 240 nm(radiación UV-C), los fotones que laconstituyen son absorbidos por el O2,rompen sus ligaduras y dan lugar a dosátomos de oxígeno. Como los átomosde oxígeno son fuertemente reactivos,muchos de ellos, al colisionar con elO2, producen ozono. Esta reacción,que permite atrapar la energía de losfotones incidentes, ocurre sólo en pre-sencia de una tercera molécula (porejemplo, nitrógeno) capaz de absorberla energía remanente.

Tan importante como la formaciónde ozono es su destrucción, ya que lasligaduras del ozono son también blan-co de la radiación ultravioleta (en estecaso de la UV-B). De esta forma se cie-rra el ciclo de producción y destrucciónnatural del ozono estratosférico; comobeneficio, toda la radiación solar UVmenor de 290 nm y gran parte de lacomprendida entre 290 y 310 nm seabsorbe en la alta atmósfera y, por lotanto, no llega a la superficie terrestre.


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Vista aérea de la ciudad de Buenos Aires y del

conurbano recubiertos porun oscuro manto de smog.

ATMÓSFERA URBANA

Los procesos de urbanización e indus-trialización son responsables de alterarel clima de las ciudades como conse-cuencia del reemplazo de las cobertu-ras naturales del suelo por superficiesconstruidas, de la liberación de calorantropogénico a la atmósfera y de lageneración de residuos. De esta for-ma, dentro de las ciudades se desa-rrollan procesos atmosféricos localesque son propios de espacios construi-dos, así como alteraciones percepti-bles con respecto a las condicionesclimáticas observadas en las regionesrurales adyacentes.

CONTAMINACIÓN DEL AIRE

Una de las diferencias más significati-vas entre la atmósfera de las ciudadesy de los espacios urbanizados y laatmósfera rural radica en la composi-ción del aire. El aire de la atmósferaurbana está compuesto, además de la

mezcla de gases mencionada ante-riormente, por otros gases (principal-mente dióxido de azufre, óxidos denitrógeno y monóxido de carbono),por productos fotoquímicos (como elozono) y por partículas y aerosoles(polvo, humos, cenizas, sales, etc.). Lacomposición de la atmósfera urbanaes consecuencia de las combustionesdoméstica e industrial, del transporte,de la producción de energía, de la in-cineración de residuos, etc. Muchos deestos componentes de la atmósferaurbana se comportan como cataliza-dores que propician ciertas reaccionesquímicas y fotoquímicas (es decir, conla intervención de la radiación solar).Entre ellas cabe destacar la que con-duce a la formación de ozono tropos-férico en áreas industriales y urbanasa causa de las emisiones de hidrocar-buros y óxidos de nitrógeno por partedel parque automotor. Este ozonourbano nocivo entra en juego conotras reacciones para formar el smogfotoquímico. Gran parte de estos com-

puestos químicos que se encuentranpresentes en la atmósfera urbana pue-den dar lugar a episodios de contami-nación severa bajo ciertas condicionesmeteorológicas.

En general, las condiciones climáti-cas más desfavorables para que loscontaminantes tengan una alta dilu-ción atmosférica están asociadas conlos sistemas anticiclónicos de inviernoque favorecen la formación de inver-siones térmicas e inhiben la mezclavertical. El fenómeno de inversión tér-mica se produce ocasionalmente y encircunstancias en las que la tempera-tura aumenta con la altura. Cuando elárea urbana se encuentra en un em-plazamiento geográfico singular, talcomo un valle o cuenca rodeada pormontañas, la inversión térmica puedeactuar como una auténtica tapa for-mando una cúpula de polvo sobre laciudad. Córdoba, Mendoza y Salta sonalgunas de las ciudades argentinasen las que se produce este tipo defenómeno.

IMPACTO DE LAS ACTIVIDADES HUMANAS EN LA ATMÓSFERA

9LA ATMÓSFERA

ISLA URBANA DE CALOR

La urbanización provoca varias modi-ficaciones; entre ellas, la más evidentees la de la temperatura de la atmósfe-ra de las ciudades donde se desarrollael fenómeno conocido como isla ur-bana de calor (IUC), que hace referen-cia a que durante noches calmas y sinnubosidad las ciudades suelen ser es-pecialmente más cálidas que el mediorural que las rodea.

En general, el área urbana que pre-senta temperaturas más altas coinci-de con el centro de las ciudades don-de las construcciones forman un con-junto denso y compacto. Las isoter-mas presentan generalmente una dis-posición concéntrica alrededor delcentro urbano con valores que tien-den a disminuir hacia las regiones me-nos construidas.

La intensidad de la IUC se evalúa porlo general como la diferencia observa-da en un instante determinado entre latemperatura del centro de la ciudad (Tu)y la del área rural próxima (Tr). Estaintensidad varía con la hora del día y laestación del año, y depende tambiénde factores meteorológicos, como elviento y la nubosidad, y de factoresurbanos, como la densidad de pobla-ción o el tamaño de la ciudad. En ge-neral, la máxima intensidad se produ-ce entre 4 y 6 horas después de lapuesta del Sol, mientras que duranteel mediodía y las primeras horas de latarde la diferencia suele ser mínima e,incluso, en algunas ciudades −comoBuenos Aires− la temperatura urbana

puede ser inferior a la rural. Este fenó-meno inverso suele denominarse "islafría" o "anti isla de calor". Asimismo,estacionalmente, la máxima intensidadse observa generalmente durante elinvierno, en especial en ciudades coninviernos muy fríos.

Entre las causas que generan la IUCse encuentran las siguientes:g La capacidad de almacenamientodel calor recibido durante las horas deldía por parte de los materiales (hormi-gón, cemento, asfalto, etc.) utilizadosen las edificaciones urbanas. Este calores posteriormente devuelto a la atmós-fera durante la noche.

g La producción de calor antropogé-nico como consecuencia de las dife-rentes actividades y los procesos decombustión.g La disminución de la evaporación,debido a la sustitución de los espaciosverdes naturales por pavimento, lo quefavorece el escurrimiento e impide elalmacenamiento de agua en el suelo.g El aumento de la radiación terrestreque es absorbida y reemitida haciael suelo por la contaminación del aireurbano.

La velocidad del viento es quizás elparámetro meteorológico capaz demodificar más significativamente la in-


tensidad de la isla de calor. A medidaque aumenta la velocidad del viento, ladiferencia de temperatura urbana-ruraldisminuye; al alcanzar velocidades críti-cas, la IUC no puede desarrollarse.Estos valores críticos varían de una ciu-dad a otra y dependen en gran medidade las dimensiones del conjunto urba-no. Cuando la velocidad del viento esmoderada, la IUC suele deformarse yorientarse en la dirección en la quesopla el viento, mientras que las máxi-mas temperaturas tienden a encontrar-se a sotavento del área más densamen-te construida.

La nubosidad es también un factorlimitante para la intensidad de la IUC,ya que, generalmente, a mayor nubo-sidad, menor intensidad. Entre los fac-tores urbanos que condicionan la in-tensidad de la IUC, el más importantees el número de habitantes. De estaforma, la máxima diferencia de tem-peratura urbana-rural suele ser pro-porcional al logaritmo de la población.

La IUC tiene asociadas consecuenciastanto meteorológicas, como económi-cas y biológicas que pueden tenerimpactos positivos y negativos. Lasconsecuencias meteorológicas estánasociadas con un aumento de la nubo-sidad y la precipitación producido porla convección urbana causada por el

calentamiento de la ciudad. A su vez,provoca la creación de una brisa en laque el aire proveniente de la periferiase dirige hacia el centro de la ciudad.

En el nivel socioeconómico, las con-cecuencias se traducen en una reduc-ción de las necesidades de calefacciónen invierno y el consecuente ahorroenergético, principalmente en aquellasciudades donde este fenómeno seregistra con más intensidad durante elinvierno; por otra parte, también tiene

asociado un incremento de las necesi-dades de refrigeración durante el vera-no. Respecto de los impactos sobre lasalud, agrava el estrés térmico duranteel verano, incrementando el riesgo demuertes en un determinado sector dela población urbana afectada por do-lencias cardiovasculares y respiratorias.

EL AGUJERO DE OZONO

Desde comienzos de la década de1980 se realizaron observaciones sobrela concentración del ozono estratosfé-rico que permitieron constatar quedurante los meses de septiembre yoctubre de cada año se produce en laregión antártica una vertiginosa caídaen la concentración del ozono. Estefenómeno, conocido como "agujerode ozono", está centrado cerca delPolo Sur y comprende toda la Antártiday mares adyacentes. El área que quedadebajo del agujero de ozono abarcamillones de kilómetros cuadrados; el10 de septiembre de 2000 ocurrió unade las caídas más grandes de la con-centración observada hasta la fecha.

Hay acuerdo en señalar que la for-mación periódica del agujero de ozo-no obedece a la acción conjunta detres factores fundamentales: g los clorofluorocarbonos (CFC);

El agujero de ozono el 10 de septiembre de 2000.

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11LA ATMÓSFERA

dades topográficas son fundamentalespara la formación y permanencia delvórtice polar. Así, mientras que en laAntártida los vientos que definen elvórtice giran sobre la superficie lisa delmar prácticamente sin la presencia deobstáculos, en el Ártico, esos vientoschocan, en gran parte de su recorrido,con barreras montañosas −como losAlpes escandinavos, los Montes Uralesy las Montañas Rocosas canadienses−que desestabilizan el vórtice y hacenque, en varias ocasiones y durante elinvierno, desaparezca y se forme nue-vamente unos días más tarde. La roturadel vórtice termina con las condicionesde aislamiento del aire interior y masasde aire precedentes de latitudes másbajas, y por lo tanto más calientes, quereemplazan a las que se encontrabanen el interior. De esta forma, el aire enel interior del vórtice ártico tiene unatemperatura entre 10 y 15 °C más ele-vada que en el vórtice antártico, lo queinhibe también el desarrollo de NEP.

g la circulación atmosférica;g las nubes estratosféricas polares.

LOS CLOROFLUOROCARBONOS

En el proceso de destrucción del ozonoestratosférico, el cloro es tan impor-tante como la radiación solar, como seexplicó anteriormente, por lo que esfundamental conocer su origen. Lasconcentraciones de cloro de origennatural son muy bajas, especialmenteen la estratósfera y, por consiguiente,no pueden explicar los niveles de des-trucción de ozono observados en losúltimos años. El cloro atmosférico enlas proporciones existentes en la actua-lidad tuvo su origen en la década de1950 a partir de la creación de los clo-rofluorocarbonos (CFC) para ser usa-dos en diversas aplicaciones industria-les (refrigeración, extinguidores deincendios, propelentes de aerosoles,aislantes térmicos, etc.). Los CFC tie-nen una supervivencia en la atmósferade entre 50 y 100 años, y ante la radia-ción UV se disocian y dan comienzo aun proceso de destrucción del ozonosimilar al indicado anteriormente.

EL OZONO Y LA CIRCULACIÓNATMOSFÉRICA

Con el advenimiento de la noche polar,la ausencia de radiación solar enfría laatmósfera y da origen a un vórtice es-tratosférico polar caracterizado porvientos que giran ciclónicamente (co-mo las agujas del reloj en el hemisferiosur) a gran velocidad sobre el continen-te antártico entre los 8 y 50 km de altu-ra. Al comienzo de la primavera susráfagas alcanzan los 400 km/h. El vórti-ce polar puede ser imaginado comouna pared de un recipiente de 500 kmde diámetro que impide el intercambiogaseoso del aire que se halla en su inte-rior con el que está afuera.

En la noche polar, cesan dentro delvórtice las reacciones fotoquímicas(responsables, entre otras cosas, dela formación y destrucción natural delozono), pero no las químicas. Unejemplo de estas últimas es la reac-

ción entre los compuestos cloradosque origina moléculas más establesque se depositan en reservorios inac-tivos. El cloro se almacena como cloromolecular (Cl2) inerte en la oscuridad,pero con una vida media de una horadespués de la llegada de la luz solar.Al término de la noche polar, el Cl2,hasta entonces inactivo, se separa endos átomos de cloro (Cl) muy reacti-vos ante la presencia de la radiaciónUV. Los átomos de Cl liberados coli-sionan con moléculas de ozono, pro-duciendo monóxido de cloro (ClO) yoxígeno molecular (O2). A continua-ción, el ClO puede reaccionar conátomos de oxígeno producidos en elproceso natural de formación y des-trucción del ozono y se regenera asíel cloro atómico. De esta manera, unsolo átomo de cloro es capaz de darorigen a una reacción que destruye100.000 moléculas de ozono.

LAS NUBES ESTRATOSFÉRICAS POLARES

Dentro del vórtice polar, la tempe-ratura desciende hasta niveles entre-80 y -90 ºC, lo que provoca la for-mación de las nubes estratosféricaspolares (NEP) a aproximadamente20 km de altura. Estas nubes, a dife-rencia de las nubes troposféricas,están compuestas por partículas decristales de hielo y ácido nítrico quedescienden por su peso a una veloci-dad de 1 km/día. Esta desnitrificaciónde la estratósfera genera las condicio-nes favorables para que el cloro pue-da llevar a cabo las masivas destruc-ciones de ozono.

Tanto la presencia de un vórtice polarintenso como la existencia de las NEPpermiten explicar por qué el agujero deozono en el hemisferio sur es más evi-dente que en el hemisferio norte.Mientras que la Antártida es un conti-nente casi perfectamente centrado enel Polo Sur y rodeado por las más ex-tensas superficies de agua del planeta,el Ártico es un inmenso océano conge-lado rodeado de grandes extensionesde tierras continentales. Estas desigual-


ENTREVISTA A LA DRA. SUSANA DÍAZ Ingeniera en electrónica e investigadora independiente del CONICET. A partir de 1988 ha centrado sus investigaciones en eltema de la disminución en la concentración de ozono estratosférico y la radiación ultravioleta solar en el Centro Austral deInvestigaciones Científicas (CADIC), situado en Ushuaia.

¿Qué actividades realiza el Laboratorio de

UV y Ozono del CADIC en Ushuaia y qué

tipo de profesionales trabajan allí?

El laboratorio realiza estudios sobre las varia-ciones de la columna total de ozono y suefecto sobre la radiación ultravioleta (UV)solar. Las actividades comenzaron en 1988,cuando, por un convenio entre el CONICET(Argentina) y la National Science Foundation(NSF, EE.UU.), se instaló uno de los espectro-rradiómetros de la red de monitoreo de laNSF en el CADIC.

En la actualidad seguimos con este convenioy, además, hemos incorporado otros con elInstituto Nacional de Tecnología Aero-Espacial(INTA, España); el Istituto de Física dellaAtmósfera (IFA, Italia); la Dirección Nacional deMeteorología (DNM, España) y el FinishMeteorological Institute (FMI, Finlandia), en losque interviene, también, la Dirección Nacionalde Antártico.

Por otra parte, estamos llevando a cabo unproyecto internacional del Inter-AmericanInstitute for Global Change (IAI). Este proyec-to comprende distintas áreas: efectos sobresistemas acuáticos marinos, de agua dulce yplantas costeras; modelado de efectos, estu-dio del impacto socioeconómico y red demonitoreo de la radiación UV, la que incluyenueve estaciones situadas en Chile y laArgentina, distribuidas entre Ushuaia y Jujuy,y una en Puerto Rico. Nosotros estamos a car-go de este último tema y hemos colaboradocon el área de sistemas marinos y con la com-ponente socioeconómica.

¿Qué es la red de monitoreo de la UV de la

National Science Foundation?

Después del descubrimiento del agujero deozono, la NSF decidió instalar una red deespectrorradiómetros, en estaciones antárti-cas y subantárticas, para determinar la varia-ción de la radiación UV a nivel de suelo, debi-da a la disminución de ozono estratosférico.La red fue establecida en 1988 y ese año seinstalaron tres espectrorradiómetros en laAntártida (South Pole, Mc Murdo y Palmer) yuno en Ushuaia. Posteriormente se instalaroninstrumentos en Barrow, Alaska (1990) y enSan Diego, California (1992).

Debido a sus características, estos equi-pos permiten conocer la distribución espec-tral de la radiación UV a nivel del suelo ydiscriminar los cambios debidos a la dismi-nución del ozono estratosférico de los pro-ducidos por otros factores, tales como lanubosidad. La información provista por lared es utilizada en estudios tanto atmosféri-cos como biológicos, llevados a cabo porcientíficos de distintas partes del mundo.

¿Cuál es la situación de Ushuaia respecto

del agujero de ozono?

Como es sabido, el agujero de ozono se formasólo en primavera. Mientras las regiones máscontinentales de la Antártida están bajo suefecto prácticamente durante toda la primave-ra, la zona peninsular de la Antártida y el surde Sudamérica se ven afectados sólo en algu-nos días al elongarse el vórtice o al despren-derse de él masas de aire pobres en ozono. En Ushuaia, los valores más bajos de columnatotal de ozono (entre 140 y 150 UD) se obser-

van generalmente a mediados de octubre,pero los niveles más altos de radiación UV sue-len ocurrir en noviembre o diciembre, debido ala disminución en la inclinación de los rayossolares, al acercarse el solsticio de verano. En laprimavera del año 2000 se produjeron los valo-res históricos más bajos de columna total deozono y los máximos de radiación UV. Esa tem-porada constituyó una excepción, pues ambosfenómenos se observaron el mismo día (12 deoctubre). Los valores de radiación fueron equi-valentes a los que se presentan, en condicionesnormales de ozono, en un lugar como BuenosAires, según se pudo observar con diferentesinstrumentos y cálculos realizados con mode-los. Una situación similar se observó en laregión sur de Sudamérica.

¿Qué efectos produce la disminución del

ozono en los sistemas biológicos marinos y

terrestres? ¿Qué impactos se observan en la

región sur de Sudamérica?

Se han realizado numerosos estudios paradeterminar los posibles efectos de la dismi-nución del ozono sobre los ecosistemas. Unode los primeros resultados, en 1992, fue laobservación de una disminución en la pro-ductividad primaria del fitoplancton en pre-sencia del agujero de ozono. También enestudios realizados en forma conjunta porlos grupos de los doctores Caldwell (UtahState University), Ballaré y Salas (ambos deIFEVA, UBA), con quienes hemos colaborado,se ha observado un efecto sobre el ADN deplantas autóctonas de Ushuaia y una diferen-cia en la presencia de ciertas especies de lamicrofauna.

13LA ATMÓSFERA

CAMBIO CLIMÁTICO

EVIDENCIAS DEL CAMBIO CLIMÁTICO

Uno de los cambios ambientales másagudo y controversial que está ocu-rriendo en la actualidad es el calenta-miento global. Este problema es extre-madamente complejo, porque involu-cra diferentes partes del sistemaTierra-atmósfera. Es controversial por-que es difícil separar las influenciasantropogénicas de las naturales y,además, porque sus causas están pro-fundamente ligadas con la infraes-tructura industrial mundial, que, porlo tanto, son difíciles de eliminar.Muchas veces se confunde el "efectoinvernadero", fenómeno natural denuestra atmósfera, con el "calenta-miento global", consistente en el au-mento de la temperatura de la super-ficie terrestre como consecuencia dela potenciación del efecto invernade-ro natural.

Las temperaturas globales han au-mentado alrededor de 0,6 °C (±0-2 °C)desde el siglo XIX y alrededor de 0,2 a0,3 °C durante los últimos 25 años(período en que las observaciones sonmás confiables). El año 2005 ha sidoel más caliente del registro y 1998 elsegundo. Se observó que las tempe-raturas sobre las regiones continenta-les han aumentado más que sobre losocéanos, lo que es esperable, ya quela tierra se calienta y enfría más rápi-do que el agua.

Pero el calentamiento no ha sidoglobalmente uniforme. En el gráfico(abajo) se pueden ver las tendenciaspositivas de temperatura como círcu-los rojos y las negativas como azules.El tamaño de los círculos representa lamagnitud de la tendencia correspon-diente. Se destaca que, de hecho, al-gunas áreas se han enfriado duranteel último siglo.

Hasta el momento los científicosdiscuten sobre si este calentamientoes resultado de las actividades huma-nas o de variaciones naturales del sis-tema climático.

Quienes piensan que los seres huma-nos están alterando el clima sostienenque las actividades humanas liberangases que aumentan el efecto inverna-dero de la atmósfera. Las concentracio-nes atmosféricas del dióxido de carbo-no han aumentando más del 12 %desde 1958, cuando fueron medidaspor primera vez en el Observatorio deMauna Loa, en Hawai. Este incrementose debe principalmente a la utilizaciónde combustibles fósiles como el petró-leo y el carbón. La deforestación tam-bién juega un papel importante en laliberación de dióxido de carbono, yasea por la combustión o la descomposi-ción de la madera cortada; a esto se

puede atribuir probablemente alrede-dor de un 20 % del aumento del dióxi-do de carbono observado. No existecontroversia científica en cuanto a quela causa de tal aumento se debe a lasactividades humanas. Los niveles dedióxido de carbono anteriores a laépoca industrial eran de alrededor de280 ppm, mientras que los niveles ac-tuales están alrededor de 370 ppm. Talconcentración de dióxido de carbonoes la mayor en los últimos 420.000años y probablemente de los últimos20 millones de años.

Otros gases de invernadero están ga-nando también notoriedad porque susconcentraciones han aumentado con-


siderablemente. Entre ellos se encuen-tran el metano (CH4), el óxido nitroso(N2O), y los clorofluorocarbonos (CFC).

La manera de probar que el aumentode los gases de invernadero provoca elcalentamiento global consiste en la si-mulación de los procesos involucradosen el sistema climático. Estos procesospueden ser representados por ecuacio-nes matemáticas, aunque la compleji-dad del sistema climático hace que elcálculo de estos efectos pueda serrealizado sólo mediante programas decomputadoras, llamados modelos cli-máticos. Existen diferentes tipos demodelos climáticos utilizados tanto pa-ra la simulación como para la predic-ción del clima. Las limitaciones respectodel conocimiento y de los recursoscomputacionales provoca que los resul-tados de los modelos climáticos esténsujetos a ciertos niveles de incertezas.

Cabe destacar que el cambio climáti-co también se percibe en otros compo-nentes del sistema climático, por ejem-plo, el nivel del mar, las precipitaciones,la ocurrencia de eventos extremos, etc.En la imagen se puede ver que mien-tras existen regiones con tendencia aaumentar las precipitaciones (círculosverdes), como la Argentina, en otras eldecrecimiento de las lluvias (círculosnaranjas) son notorios.

ESCENARIOS CLIMÁTICOS POSIBLES EN EL FUTURO

Suponiendo que las concentracionesde gases de invernadero continúanacrecentándose, ¿En qué medidaaumentará la temperatura global dela superficie terrestre y cuánto afecta-rá a los diferentes componentes delsistema climático? Mediante modeloscomputacionales pueden obtenerseescenarios climáticos futuros, conside-rando diferentes "escenarios" de emi-sión de gases de invernadero, que sibien no constituyen predicciones delclima, representan diferentes estadosclimáticos posibles.

El Panel Intergubernamental para elCambio Climático (PICC) elaboró unaserie de escenarios de concentraciónde los diferentes gases de invernadero,que describen distintas tasas de creci-miento. Si bien cada uno de estos esce-narios sería igualmente probable, de-penden de la evolución del desarrollosocioeconómico y de la concienciaambiental.

Sobre la base de los posibles escena-rios de concentración de gases de in-vernadero y considerando las incerti-dumbres de las simulaciones climáticas,el PICC proyecta un aumento de latemperatura global de 1,4 a 5,8 °C en-tre 1990 y 2100. No obstante, como

se puede ver en las imágenes de la pá-gina siguiente, existen diferencias re-gionales. En el caso de la Argentina, elaumento de temperatura, según unode los escenarios posibles (denominadoescenario A2), sería de entre 2 y 3 °C.

Se espera que las precipitacionesaumenten durante el siglo XXI, particu-larmente sobre las regiones de latitu-des medias y altas del hemisferio norte.En el caso de la Argentina, el escenarioA2 describe un aumento leve de las llu-vias, en particular sobre la Cuenca delPlata. Se proyecta también que tantolas extensiones de nieve como el hielomarino decrecerán, que los glaciares ylos casquetes polares continuaránretrocediendo y que los niveles de losocéanos aumentarán.

ACCIONES FUTURAS

El cambio climático es un problema glo-bal de largo plazo (varias centurias) einvolucra interacciones complejas entreprocesos climáticos, ambientales, eco-nómicos, políticos, institucionales, so-ciales y tecnológicos. La estabilizaciónen la concentración de gases de inver-nadero en un nivel que impida interfe-rencias antrópicas peligrosas para el sis-tema climático resulta fundamentalpara que el desarrollo sea sostenible,para asegurar la producción de alimen-tos y para permitir que los ecosistemasse adapten naturalmente al cambio cli-mático. En consecuencia, las accionesde mitigación de las emisiones crecien-tes de gases de invernadero debensumar acciones apropiadas de adapta-ción. Las medidas disponibles para lamitigación del cambio climático inclu-yen la reducción del consumo de hidro-carburos y su sustitución por fuentesde energía renovables (hídrica, solar yeólica). Para ello es necesario que sepromocione el uso de estas energías deforma que resulten competitivas entérminos económicos. Asimismo, seránecesaria la implementación de políti-cas que ordenen los cambios en el usodel suelo, promoviendo la sustentabili-dad de las actividades agropecuarias ydel sector forestal.

15LA ATMÓSFERA


Para entender la construcción delas ciencias interesa contestar dospreguntas complementarias: ¿quées lo que sabemos? y ¿cómo esque lo sabemos? La segunda pre-gunta remite a la llamada natura-leza de la ciencia, estudiada por ladisciplina conocida como episte-mología. Preguntarnos acerca decómo la ciencia llega a saber algosobre el mundo natural es, antetodo, interrogarnos sobre lametodología científica.

En esta sección venimos apor-tando algunas ideas para pensarsobre la metodología. Hemoshablado de que la ciencia da sen-tido al mundo por medio de teo-rías, construye modelos hipotéti-cos para hacer inferencias sobrelas causas de los fenómenos, y lee

los hechos científicos desde estasconstrucciones conceptuales.

También nos hemos referido altema de cómo los científicos dana entender sus modelos por me-dio del lenguaje y la utilización devarias herramientas.

Otro camino importante paraentender la naturaleza de la cien-cia y de sus métodos es intentardeterminar las relaciones entre loque decimos sobre el mundo (elconocimiento científico) y cómo elmundo es realmente. La mayorparte de los científicos sostienenuna postura realista. Esto significaque ellos creen que el mundo esefectivamente como los modelosque reconstruyen: que en la reali-dad existen las moléculas, los cro-mosomas, las placas tectónicas,las supernovas...

Pero la cuestión del realismo noes tan sencilla. Tomemos porejemplo la frase del texto que dice

que "el nitrógeno es removido dela atmósfera principalmente porprocesos biológicos que involu-cran las bacterias presentes en lossuelos, y retorna a la atmósferapor medio de la degradación de lamateria orgánica por la acción demicroorganismos". Por un lado, lafrase está redactada de forma talque parece describir el mundo. Elconocimiento científico nos da laimpresión de estar hablando dehechos observables y medibles asimple vista o con instrumentos.Sin embargo, estos "hechos" sonen realidad elaboraciones muycomplejas, provenientes de trans-formar con ideas teóricas la enor-me cantidad de datos que obte-nemos al intervenir en el mundo.En este sentido, las teorías nosdicen qué observar y medir, cómohacerlo y qué entender de losresultados conseguidos. Teoríasopuestas pueden leer los mismos

hechos de forma totalmente anta-gónica, y de allí la idea de "para-digma" como manera de ver elmundo.

Por otro lado, esa misma frasedel texto parece una afirmacióncategórica, pero en verdad tieneun carácter más bien hipotético,provisional y perfectible. Las teo-rías y sus modelos son conjeturasmuy abstractas que pretenden"parecerse" al mundo; en estesentido, son analogías para pen-sarlo. Y son aceptadas durante uncierto período histórico por sucapacidad de explicar lo que pasaa nuestro alrededor y de predecirnuevos sucesos. Estas teorías ymodelos "inventan" entidadescomo las moléculas y los cromoso-mas, que luego se ponen encorrespondencia con determina-dos objetos y fenómenos de larealidad.

EPISTEMOLOGÍA Agustín Adúriz-Bravo

Bibliografía Ahrens, D.: Meteorology Today: An Introduction to Weather,

Climate and the Environment, Brooks Cole, 2000.Barros, V.: El cambio climático global, Buenos Aires. Libros del Zorzal, 2004.Barry, R. and Chorley, R.: Atmosphere, Weather and Climate,

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Buenos Aires, EUDEBA, 2006.Kump, L., J. Kasting y R. Crane: The Earth System, New Jersey,

Prentice-Hall, 1999.Panel Intergubernamental de Cambio Climático: Cambio Climático

2001. Informe de síntesis, Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático, OMM, Naciones Unidas, 2003.

Páginas webhttp://www.atmo.fcen.uba.arhttp://www.cima.fcen.uba.ar

AgradecimientosLa Dirección Nacional de Gestión Educativa agradece a las siguientes insti-tuciones y personas por permitirnos reproducir material fotográfico y cola-borar en la documentación de imágenes: Earth Sciences and Image AnalysisLaboratory, NASA Johnson Space Center (EE.UU.); NOAA-CIRES ClimateDiagnostics Center, Boulder (EE.UU.); NOAA Photo Library; OAR/ERL Natio-nal Serve Storms Laboratory (EE.UU.), Naval Research Laboratory, Clemen-tine Mission (EE.UU.); TOMS Science Team & the Scientific VisualizationStudio, NASA GSFC (EE.UU.); Instituto Nacional de Pesquisas Espaciales -DSA/CPTEC/INPE (Brasil) y Walter S. Kiefer.

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VC03 la atmosfera

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