BIBLIOGRAFÍA

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• Microsoft ® Encarta ® 2009.
• QUÍMICA 6º Edición. Raymond Chang. Ed. McGrawHill
• http://www.fao.org/docrep/q2570s/q2570s01.htm
• http://www.estrucplan.com.ar/articulos/verarticulo.asp?idarticulo=539
• http://club.telepolis.com/geografo/general/contaminacion.htm
  

COMPOSICIÓN DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE

La atmósfera terrestre está constituida principalmente por nitrógeno (78%) y oxígeno (21%). El 1% restante lo forman el argón (0,9%), el dióxido de carbono (0,03%), distintas proporciones de vapor de agua, y trazas de hidrógeno, ozono, metano, monóxido de carbono, helio, neón, kriptón y xenón.
El estudio de muestras indica que hasta los 88 km por encima del nivel del mar la composición de la atmósfera es sustancialmente la misma que al nivel del suelo. El movimiento continuo ocasionado por las corrientes atmosféricas contrarresta la tendencia de los gases más pesados a permanecer por debajo de los más ligeros.
El contenido en vapor de agua del aire varía considerablemente en función de la temperatura y de la humedad relativa. Con un 100% de humedad relativa, máxima cantidad de vapor de agua admisible a una determinada temperatura, la cantidad de vapor de agua varía de 190 partes por millón (ppm) a -40 °C hasta 42.000 ppm a 30 °C. Otros elementos que en ocasiones constituyen parte de la atmósfera en cantidades minúsculas son el amoníaco, el sulfuro de hidrógeno y óxidos, como los de azufre y nitrógeno cerca de los volcanes, arrastrados por la lluvia o la nieve.

El ozono, dióxido de azufre, dióxido de nitrógeno, amoniaco y monóxido de carbono, existen como gases traza en cantidades variables.
Al hablar de constituyentes traza de las sustancias, utilizamos comúnmente partes por millón (ppm) como unidad de concentración. Cuando se aplica a sustancias en solución, partes por millón se refiere a gramos de las sustancia por millón de gramos de solución. No obstante, al tratar con gases, una parte por millón se refiere a una parte por volumen en 1 millón de unidades de volumen y fracción molar son equivalentes. Así, 1ppm de un constituyente traza de la atmósfera indica que hay 1mol de ese constituyente en 1 millón de moles del gas total; es decir, la concentración en ppm es igual a la fracción molar multiplicada por 106 .

FORMACIÓN DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE

La actual mezcla de gases se ha desarrollado a lo largo de 4.500 millones de años. La atmósfera primigenia debió estar compuesta únicamente de emanaciones volcánicas. Los gases que emiten los volcanes actuales están formados por una mezcla de vapor de agua, dióxido de carbono, dióxido de azufre y nitrógeno, sin rastro apenas de oxígeno. Si ésta era la masa gaseosa presente en la atmósfera primitiva, han tenido que desarrollarse una serie de procesos para dar lugar a la atmósfera actual. Uno de ellos fue la condensación. Al enfriarse, la mayor parte del vapor de agua de origen volcánico se condensó, dando lugar a los antiguos océanos. También se produjeron reacciones químicas. Parte del dióxido de carbono debió reaccionar con las rocas de la corteza terrestre para formar carbonatos, algunos de los cuales se disolverían en los nuevos océanos. Más tarde, cuando evolucionó en ellos la vida primitiva capaz de realizar la fotosíntesis, los organismos marinos recién aparecidos empezaron a producir oxígeno.

Reacción de fotosíntesis: 6 CO2 + 12H2O → C6H12O6 + 6O2 + 6H2O


Se cree que casi todo el oxígeno que en la actualidad se encuentra libre en el aire procede de la combinación fotosintética de dióxido de carbono y agua. Hace unos 570 millones de años, el contenido en oxígeno de la atmósfera y los océanos aumentó lo bastante como para permitir la existencia de la vida marina. Más tarde, hace unos 400 millones de años, la atmósfera contenía el oxígeno suficiente para permitir la evolución de animales terrestres capaces de respirar aire.

ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA TERRESTRE

La atmósfera se divide en varias capas. En la capa inferior, la troposfera, la temperatura suele bajar 5,5 °C por cada 1.000 metros. Es la capa en la que se forman la mayor parte de las nubes. La troposfera se extiende hasta unos 16 km en las regiones tropicales (con una temperatura de -79 °C) y hasta unos 9,7 km en latitudes templadas (con una temperatura de unos -51 °C). A continuación está la estratosfera. En su parte inferior la temperatura es prácticamente constante, o bien aumenta ligeramente con la altitud, especialmente en las regiones tropicales. Dentro de la capa de ozono, aumenta más rápidamente, con lo que, en los límites superiores de la estratosfera, casi a 50 km sobre el nivel del mar, es casi igual a la temperatura en la superficie terrestre. El estrato llamado mesosfera, que va desde los 50 a los 80 km, se caracteriza por un marcado descenso de la temperatura al ir aumentando la altura.

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PROCESOS QUÍMICOS EN LA ATMÓSFERA

Antes de considerar los procesos químicos que ocurren en la atmósfera, revisemos algunas de las propiedades químicas importantes de sus dos componentes principales, N2 y O2. Sabemos que la molécula de N2 tiene un enlace triple entre los átomos de nitrógeno. Esta unión es muy fuerte y es la responsable de la baja radiactividad del N2, que sólo experimenta reacciones en condiciones extremas. La energía de unión O -O en O2 es mucho menor que para el N2, y el O2 es, por consiguiente, mucho más reactivo que el N2. El oxígeno reacciona con muchas sustancias para formar óxidos. Los óxidos de los no metales -por ejemplo SO2 -suelen formar soluciones ácidas cuando se disuelven en agua. Los óxidos de los metales activos y de otros metales en estado de oxidación bajo, -por ejemplo- forman soluciones básicas cuando se disuelven en agua.


a) Las regiones exteriores de la atmósfera

Aunque la porción exterior de la atmósfera, más allá de la estratosfera, contiene solamente una pequeña fracción de la masa de la atmósfera, juega un papel importante en la determinación de las condiciones de vida en la superficie terrestre. Esta capa superior forma el bastión de defensa externo contra el peligro de la radiación y las partículas de alta energía que bombardean continuamente al planeta. A medida que esto sucede, las moléculas y los átomos de la atmósfera superior experimentan cambios químicos.

Fotodisociación

El sol emite energía radiante dentro de límites muy amplios de longitudes de onda. Mientras más corta es la longitud de onda, más alta es la energía de las radiaciones en la zona del ultravioleta del espectro y tienen suficiente energía para ocasionar cambios químicos. Sabemos que la radiación electromagnética se puede representar como un flujo de fotones. La energía de cada fotón está dada por la relación E=hv, en donde h es la constante de Plank y v es la frecuencia de la radiación. Para que ocurra un cambio químico cuando la radiación llega a la atmósfera de la Tierra, se deben de satisfacer dos condiciones. Primero, debe haber fotones con suficiente energía para llevar a cabo un proceso químico determinado. Segundo, las moléculas deben absorber estos fotones. Este requisito significa que la energía de los fotones se convierte en otra forma de energía dentro de la molécula.
La ruptura de un enlace químico que resulta de la absorción de un fotón por una molécula se llama fotodisociación. Uno de los procesos más importantes que ocurren en la atmósfera superior, por arriba de los 120Km, es la fotodisociación de la molécula de oxígeno:

O2(g) + hv 2O(g)

La energía mínima requerida para causar este cambio está determinada por la energía de disociación de O2 , 495kJ/mol.
La segunda condición que se debe satisfacer antes de que la disociación se lleve a cabo, es que el fotón debe ser absorbido por O2. Afortunadamente para nosotros, el O2 absorbe gran parte de la radiación de alta energía de longitud de onda corta, proveniente del espectro solar, antes de que llegue a la atmósfera inferior. Al hacerlo se forma el oxígeno atómico, O. A grandes altitudes, la disociación del O2 es muy importante. A 400 Km, solamente el 1% del oxígeno está en forma de O2; el otro 99% está en forma de oxígeno atómico. A 130Km, O2 y O son igualmente abundantes. Por debajo de esta altura, O2 es más abundante que O.
Debido a la energía de disociación del enlace de N2, que es muy elevada, solamente los fotones de longitud de onda muy corta poseen suficiente energía para disociar está molécula. Además, N2 no absorbe fácilmente los fotones, aun cuando éstos tengan suficiente energía. El resultado general es que en la atmósfera superior se forma muy poco nitrógeno atómico debido a la disociación de N2.

Fotoionización

En 1901, Guillermo Marconi llevó a cabo un experimento sensacional. Recibió en San Luis, Newfoundland, una señal de radio transmitida desde Land's End, Inglaterra, a 2900Km de distancia. Como se creía que las ondas de radio viajaban en línea recta, se supuso que la comunicación por radio sobre la Tierra era imposible a grandes distancias. El exitoso experimento de Marconi sugirió que en alguna la atmósfera terrestre afectaba sustancialmente la propagación de las ondas de radio. Su descubrimiento dio lugar al estudio de la atmósfera superior. Hacia 1924, mediante estudios experimentales se estableció la existencia de electrones en la atmósfera superior.
Por cada electrón que existe en la atmósfera superior, hay un ion correspondiente con carga positiva. Los electrones en la atmósfera superior se deben principalmente a la fotoionización de moléculas, causada por la radiación solar. Para que se efectúe la fotoionización, un fotón debe ser absorbido por una molécula, y este fotón debe tener energía suficiente para remover al electrón de energía más elevada.


b)Capa de ozono en la atmósfera superior

En contraste con el N2 , el O2 y el O, que absorben fotones con longitudes de onda menores de 240nm, el ozono es la sustancia más importante que absorbe fotones con longitudes de onda de 240 a 310nm. Consideremos cómo se forma el ozono en la atmósfera superior y cómo absorbe los fotones.
A altitudes inferiores a los 90 Km, la mayor parte de la radiación de longitud de onda corta capaz de producir fotoionización ha sido absorbida. La radiación capaz de disociar la molécula de O2 es tan intensa, sin embargo, que provoca la disociación de O2, por debajo de los 30Km. Los procesos químicos que ocurren después de la fotodisociación de O2 en la región por debajo de 90Km, son muy diferentes de los procesos que ocurren a mayores altitudes.
En la mesósfera y la estratosfera, la concentración de O2 es mucho mayor que la de oxígeno atómico. Por consiguiente, los átomos de O que se forman en la mesósfera y la estratosfera sufren colisiones frecuentes con moléculas de O2. Estas colisiones llevan a la formación del ozono, O3:

O(g) + O2(g) --> O3(g)

La reacción de O con O2 para formar O3 da como resultado la liberación de 105kJ/mol.
La molécula de ozono, una vez formada, no dura mucho. El ozono es capaz de absorber la radiación solar, lo que resulta en su descomposición en O2 y O. Debido a que solamente se requieren 105kJ/mol para este proceso, los fotones de longitud de onda menor de 1140nm tienen suficiente energía para disociar el O3. Las absorciones más fuertes y más importantes, sin embargo, son las de fotones de 200 a 310nm. Sino fuera por la capa de ozono en la estratosfera, estos fotones de alta energía penetrarían a la superficie de la Tierra. La vida vegetal y animal como la conocemos no podía sobrevivir en presencia de esta radiación de energía tan elevada. El "escudo ozono" es, por consiguiente, para nuestro bienestar. Se debe notar, sin embargo, que las moléculas de ozono se que forman este escudo indispensable contra la radiación, representa solamente una fracción de los átomos de oxígeno que existen en la estratosfera. Esto se debe a que las moléculas de ozono se destruyen continuamente a medida que se forman.
La fotodescomposición del ozono invierte la reacción que origina su formación. Tenemos así un proceso cíclico de formación y descomposición de ozono, que resume como sigue:

O2(g) + hv O(g) --> O3(g)

O3(g) --> hv O2(g) + O(g)

El esquema descrito arriba para la formación y la destrucción de las moléculas de ozono explica algunos hechos conocidos respecto a al capa de ozono. Sin embargo, se efectúan muchas reacciones químicas que implican otras sustancias y no sólo al oxígeno. Además, se deben considerar los efectos de la turbulencia y los vientos que mezclan la estratosfera.

CONTAMINACIÓN ATMOSFÉRICA

La contaminación atmosférica se define como la presencia en el aire de materias o formas de energía que impliquen riesgo, daño o molestia grave para las personas y bienes de cualquier naturaleza.

La OMS afirma que un aire está contaminado cuando en su composición aparecen una o varias sustancias extrañas, en tales cantidades y durante tales períodos de tiempo, que pueden resultar nocivas para el hombre, los animales, las plantas o las tierras, y así como perturbar el bienestar o el uso de los bienes.

FUENTES DE CONTAMINACIÓN ATMOSFÉRICA:

• Contaminación natural: como las erupciones volcánicas, tempestades de polvo, desastres, incendios, son originados por la dinámica terrestre, biológica o geológica.

• Contaminación antrópica: cuando los contaminantes son introducidos en la atmósfera debido a las actividades humanas, básicamente provienen de automóviles, procesos industriales, calefacciones....

> Disminución de la capa de ozono

La Capa de ozono, es la zona de la atmósfera que abarca entre los 20 y 40 km por encima de la superficie de la Tierra, en la que se concentra casi todo el ozono atmosférico. En ella se producen concentraciones de ozono de hasta 10 partes por millón (ppm).

Como vimos anteriormente, el ozono se forma por acción de la luz solar sobre el oxígeno. Esto lleva ocurriendo muchos millones de años, pero los compuestos naturales de nitrógeno presentes en la atmósfera parecen ser responsables de que la concentración de ozono haya permanecido a un nivel razonablemente estable. A nivel del suelo, unas concentraciones tan elevadas son peligrosas para la salud, pero dado que la capa de ozono protege a la vida del planeta de la radiación ultravioleta cancerígena, su importancia es inestimable.

En 1874, F Sherwood Rowland Y Mario Molina, de la Universidad de California en Irvine, propusieron que el cloro de los clorofluorcarbonos (CFCs) puede agotar la capa de ozono. Estas sustancias, principalmente CFI₃ (Freón 11) y CF₂Cl₂ (Freón 12), se han usado en demasía como propelentes en latas de aspersores, como gases refrigerantes y acondicionadores de aire, y como agentes espumantes para plásticos. Son prácticamente no reactivos en la atmósfera inferior. Además, son relativamente insolubles en agua y por ello no son removidos de la atmósfera por la lluvia, ni se disuelven en los océanos. Desafortunadamente, la falta de reactividad que los hace comercialmente útiles, también les permite sobrevivir en la atmósfera y difundirse ocasionalmente en la estratosfera. Se estima que existen varios millones de toneladas de clorofluorcarbonos en la atmósfera.

A medida que los clorofluorcarbonos se difunden en la estratosfera, sufren la acción de la radiación de alta energía. Las longitudes de onda entre los 190 a 225nm causan la fotolisis, o ruptura inducida por la luz, de un enlace de carbono-cloro de los clorofluorcarbonos:

CFCL₃ (g) + hv --> CFCl₂ (g) + Cl(g)

El cloro atómico es capaz de llevar a cabo una reacción rápida con ozono para formar óxido de cloro, ClO, y oxígeno molecular (O₂). El ClO puede reaccionar con oxígeno atómico para formar nuevamente cloro atómico:

Cl(g) + O₃(g) --> ClO(g) + O₂(g)

ClO + O(g) --> Cl(g) + O₂(g)

El resultado neto de estas reacciones es la conversación de ozono en O₂. Debido a que se utiliza el Cl en la primera etapa de este mecanismo y se forma en la segunda etapa, funciona como un catalizador. Se estima que cada átomo de Cl destruye alrededor de 100,000 moléculas de ozono antes de que él mismo sea destruido en otras reacciones.

Aunque las velocidades de difusión de las moléculas de la superficie de la tierra hacia la estratosfera parece muy lenta, se ha observado una pérdida de ozono que se cree causada por los clorofluorcarbonos. Desde fines de los setenta, los investigadores han encontrado una disminución anual de la capa de ozono sobre el Polo Sur, lo cual ocurre durante la primavera austral (Hemisferio del sur). Los niveles de ozono en octubre, tanto de 1987 como de 1989, disminuyeron a casi el 60% de los niveles en agosto. Ahora, los científicos han encontrado evidencia de que el Polo Norte sufrió una pérdida de ozono, similar, pero menos pronunciada durante el último invierno. Hay también indicaciones preliminares de disminución de la capa de ozono a latitudes menores.

Los CFCs y otras sustancias químicas que destruyen el ozono pueden permanecer en la atmósfera durante décadas, por lo que a pesar del progreso que se ha logrado para eliminar gradualmente estos productos, la destrucción del ozono estratosférico continuará en los próximos años. Así, en septiembre de 2003, el agujero en la capa de ozono sobre la Antártica alcanzó una superficie de unos 28 millones de kilómetros cuadrados, inferior al récord registrado en el año 2000, cuando alcanzó 29,78 millones de kilómetros cuadrados. A pesar de las dimensiones del agujero de ozono, los científicos prevén que, si las medidas del Protocolo de Montreal se siguen aplicando, la capa de ozono comenzará a restablecerse en un futuro próximo y llegará a recuperarse por completo a mediados del siglo XXI. De hecho, científicos del Instituto Max Planck (Alemania) prevén que el agujero de la capa de ozono desaparecerá en 30 o 40 años. Esta misma consideración se hace desde la Organización Mundial de la Meteorología, que estiman que la recuperación de la capa de ozono se producirá hacia el año 2050.

> Lluvia ácida

La atmósfera es un sistema dinámico que está en constante cambio. El SO₂ ingresa naturalmente a la atmósfera a través de las emisiones volcánicas. La Naturaleza tiene la capacidad para asimilar este cambio, y restablecer nuevamente el equilibrio en los ecosistemas. Sin embargo, hacia fines del siglo XIX, el gran desarrollo industrial comenzó a alterar el balance natural. La lluvia ácida es una consecuencia de este desequilibrio producido por el hombre.

El SO₂ y los óxidos del nitrógeno son gases que se oxidan y se incorporan a las gotas de lluvia como H₂SO₄ y HNO₃.

Bosque dañado por la lluvia ácida

¿De dónde proviene el SO₂?

Los combustibles fósiles contienen pequeñas cantidades de azufre, cuando se los quema, en presencia de aire para proveer energía, ocurre la siguiente reacción:

S (s) + O₂ (g) à SO₂ (g)

Otra fuente de SO₂ son los procesos empleados en la industria metalúrgica para la obtención de metales. Por ejemplo, en el caso del zinc, se realiza la siguiente reacción durante el proceso de obtención industrial del metal:

2 ZnS (s) + 3 O₂ (g) à 2 ZnO (s) + 2 SO₂ (g)

¿Cuándo hablamos de lluvia ácida?

Debemos tener presente que la lluvia normal es ligeramente ácida debido a la disolución de CO₂ en ella:

CO₂ (g) + H₂O (l) à H₂CO₃ (ac)

El pH normal del agua de lluvia es 5,6. Cuando nos referimos al fenómeno de la lluvia ácida, nos encontramos con valores de pH inferiores a 5,6.

¿Cuáles son las consecuencias de la lluvia ácida?

La lluvia ácida provoca impactos ambientales importantes. Ciertos ecosistemas son más susceptibles que otros a la acidificación. Típicamente, éstos tienen normalmente suelos poco profundos, no calcáreos, formados por partículas gruesas que yacen sobre un manto duro y poco permeable de granito, gneis o cuarcita. En estos ecosistemas puede producirse una alteración de la capacidad de los suelos para descomponer la materia orgánica, interfiriendo en el reciclaje de nutrientes. En cualquier caso, además de los daños a los suelos, hay que resaltar los producidos directamente a las plantas, ya sea a las partes subterráneas o a las aéreas, que pueden sufrir abrasión (las hojas se amarillean), como ocurre en una buena parte de los bosques de coníferas del centro y norte de Europa y en algunos puntos de la cuenca mediterránea. Además, la producción primaria puede verse afectada por la toxicidad directa o por la lixiviación de nutrientes a través de las hojas.

Hay también evidencias incontrovertibles de daños producidos en los ecosistemas acuáticos de agua dulce, donde las comunidades vegetales y animales han sido afectadas, hasta el punto de que las poblaciones de peces se han reducido e incluso extinguido al caer el pH por debajo de 5, como ha ocurrido en miles de lagos del sur de Suecia y Noruega. Estos efectos se atenúan en aguas duras (alto contenido en carbonatos), que amortiguan de modo natural la acidez de la precipitación. Así, de nuevo, los arroyos, los ríos, las lagunas y los lagos de zonas donde la roca madre es naturalmente de carácter ácido son los más sensibles a la acidificación. Uno de los grandes peligros de la lluvia ácida es que su efecto en un ecosistema particular, además de poder llegar a ser grave, es altamente impredecible.

¿Qué acciones pueden realizarse para revertir este fenómeno?

Para minimizar la emisión de gases que contribuyen a la formación de lluvia ácida, se están tomando medidas ambientales. Por ejemplo, la eliminación previa del azufre contenido en los combustibles fósiles, o la realización de tecnologías que impidan que éste pase a la atmósfera, así como la neutralización de los gases que provienen de los procesos metalúrgicos.
Para la neutralización de los ácidos se emplean compuestos con carácter básico, en general óxido de metales como MgO, CaO, o hidróxidos tales como el Mg(OH)₂.

> Efecto invernadero y calentamiento global

Efecto invernadero, es el papel que desempeña la atmósfera en el calentamiento de la superficie terrestre.

El contenido en dióxido de carbono de la atmósfera se ha incrementado aproximadamente un 30% desde 1750, como consecuencia del uso de combustibles fósiles como el petróleo, el gas y el carbón; la destrucción de bosques tropicales por el método de cortar y quemar también ha sido un factor relevante que ha influido en el ciclo del carbono. El efecto neto de estos incrementos podría ser un aumento global de la temperatura, estimado entre 1,4 y 5,8 ºC entre 1990 y 2100. Este calentamiento puede originar importantes cambios climáticos, afectando a las cosechas y haciendo que suba el nivel de los océanos. De ocurrir esto, millones de personas se verían afectadas por las inundaciones.

Si la tierra no estuviese envuelta en una especie de manta de aire que la mantiene caliente, sería demasiado fría para la vida humana. La atmósfera mantiene la Tierra caliente gracias a las pequeñas cantidades de dióxido de carbono, metano, óxido nitroso y otros gases conocidos como gases de efecto invernadero presentes en ella. Estos gases ayudan a conservar el calor gracias a un fenómeno conocido como efecto invernadero.

El efecto invernadero se produce cuando la luz solar atraviesa la atmósfera y alcanza la superficie terrestre, parte de la luz es reflejada y parte es absorbida. La luz absorbida calienta la superficie. La superficie caliente emite radiación infrarroja hacia la atmósfera donde es absorbida por los gases de efecto invernadero.

Debido a la combustión de grandes cantidades de carbón, petróleo y gas natural, la concentración atmosférica de gases de efecto invernadero, se ha incrementado considerablemente en los últimos 300 años. Por ejemplo, la concentración atmosférica de CO₂ se ha incrementado en un 30% desde 1750.

Las plantas absorben CO₂ del aire como parte de su metabolismo natural.

A medida que los seres humanos talan los bosques, disminuye la capacidad de los árboles de absorber CO₂ del aire.

Los científicos creen que si continuamos quemando grandes cantidades de combustibles fósiles y talando nuestros bosques, el efecto invernadero se incrementará, lo que originara un aumento de la temperatura de la superficie terrestre, es decir, un calentamiento global.

Un aumento de solo unos pocos grados podría causar diversos problemas medioambientales, como la fusión de los casquetes polares, lo que a su vez provocaría la subida del nivel de los océanos y la inundación de las zonas costeras.

Ver video: calentamiento global