PROCESOS DINÁMICOS DE LA DSITRIBUCIÓN DEL OZONO
La distribución de ozono en la atmósfera no solo depende de las producciones y perdidas químicas, sino también de las variaciones producidas por las variaciones producidas por los procesos de transporte como vientos meridionales, zonales o verticales (Holton 2003).
Para el caso del ozono, la cantidad de radiación UV en la estratosfera es suficiente como para mantener el tiempo de vida medio químico mucho menor que el tiempo de vida medio dinámico y los efectos de la dinámica no se dejan notar (equilibrio fotoquímico). En la baja estratosfera, donde la radiación UV escasea, el transporte juega un papel fundamental en la distribución de ozono.
Así, los procesos dinámicos que, fundamentalmente, afectan a la distribución del ozono son tres:
1) La Circulación de Brewer –Dobson. C.B-D
2) La Corriente polar nocturna
3) La Oscilación casi-bienal-QBO
1) LA CIRCULACION DE BREWER-DOBSON C.B-D
La cual consta de tres etapas fundamentales.
La primera: es un movimiento ascendente en las regiones tropicales, desde la troposfera a la estratosfera.
La segunda: un movimiento hacia los polos a lo largo de la estratosfera.
La tercera: un descenso, en la troposfera en latitudes medias y en la estratosfera y troposfera en las regiones polares.
Ésta circulación B-D se origina por el calentamiento solar en los trópicos y las temperaturas más bajas de las regiones polares, produciendo el transporte meridional desde las fuentes (aire caliente) a los sumideros (aire frio).
Es una circulación que va hacia arriba a través de la tropopausa tropical hasta los polos, mostrándose una fuerte circulación en el hemisferio invernal y nula en el hemisferio estival. Hay que tener en cuenta la expansión o compresión de parcelas de aire cuando se desplazan en la vertical, ya que estos ascenso y descensos adiabáticos se deben a esta circulación que transporta aire de unas zonas a otras, siendo conocida como circulación meridiana media o circulación B-D-.
Esta circulación de aire que entra en la estratosfera ecuatorial secándose por la condensación, viaja hasta la estratosfera de regiones polares y templadas, donde se hunde en la troposfera.
Ésta circulación transporta aire caliente y rico en Ozono desde la alta troposfera-estratosfera tropical hacia los polos.
El aire que abandona la troposfera camino de la estratosfera en la región tropical es muy seco y pobre en ozono, pero muy rico en CFCs.
Éstos son transportados a latitudes medias-altas, donde la radiación UV los disocia. Dando lugar así a las especias reactivas de Cl y Br que intervienen en los ciclos catalíticos que producen la destrucción del ozono.
El descenso en las regiones extratropicales produce una acumulación de ozono en la baja estratosfera.
Efecto que se ve favorecido por la larga vida media del ozono en esas regiones.
La C.B-D puede sufrir un bloqueo por la corriente polar nocturna, la cual provoca un aislamiento de la región polar, con el consiguiente enfriamiento de la misma a º C inferiores a -78 ºC, haciendo que se produzcan nubes estratosféricas polares.
Cuando llega mayor cantidad de aire caliente y rico en ozono por parte de la C.B-D, la corriente polar nocturna se ve debilitada.
La circulación B-D también sirve para la propagación ascendente de las ondas planetarias y ondas de gravedad de la troposfera .
En la figura 1 se observa el diagrama esquemático del modelo de flujo que constituye la circulación Brewer-Dobson (las flechas negras representan el campo medio estratosférico de circulación del aire).
1: Esquema de la circulación meridional de Brewer-Dobson. Tomado de Holton et al.,1995.
Hoy en día se sabe que esta circulación estratosférica está forzada por la disipación de las ondas.
Además, se le reconoce la existencia de dos ramas en esta circulación.
1-La rama somera en la baja estratosfera con ascensos en el trópico, y la rama de descenso en subtrópicos y en latitudes medias: CÉLULA DE HADLEY.
2.- Una rama más profunda con ascensos en el trópico hasta la alta estratosfera y descenso en latitudes altas: CÉLULA DE FERREL.
Esta rama más profunda muestra una gran variación estacional, pues se intensifica en el hemisferio invernal.
Por tanto, se llama C.B-D al movimiento del aire en la estratosfera, este aire se eleva en zonas tropicales y de allí circula a zonas polares donde desciende, al descender se comprime y se clienta.
De esta forma, si esta circulación se intensifica, los vórtices polares se debilitan y la circulación de vientos del Oeste que rodean al vórtice se ralentiza y se ondula.
La cantidad de ozono total sobre la superficie de la tierra varía espacial y temporalmente a lo largo del globo. En la ausencia de cualquier otro factor se podría esperar que el total de los niveles de ozono fuera más alto sobre los trópicos que en las regiones polares debido a que es mayor la intensidad de la radiación solar ultravioleta en las regiones ecuatoriales.
Sin embargo, la distribución real del ozono no es un simple balance entre la producción y la pérdida.
Los vientos estratosféricos pueden transportar el ozono fuera de la región de producción, alterando de esta manera la distribución básica del ozono y es por esta razón, que en los trópicos no se encuentran los mayores valores en la columna total de ozono.
El ozono total tiene una gran variación con la latitud, es mayor en las latitudes medias y altas (cerca a los polos) que en la zona tropical, debido a que la circulación estratosférica conocida como la circulación Brewer-Dobson, que transporta el ozono producido en el trópico desde los niveles bajos de la estratosfera hasta los niveles altos, donde las corrientes se bifurcan hacia los polos y el ozono es conducido sobre las zonas de latitudes altas, posteriormente es transportado a los niveles bajos de la estratosfera y de esta manera es depositado en la baja estratosfera de las latitudes medias y altas.
Aproximadamente, de 4 a 5 meses, es el tiempo que demora una parcela de aire en ser transportada a través de la circulación Brewer-Dobson, a partir del nivel de tropopausa, situado entre los 16 y 18 km de altitud.
La variación altitudinal del ozono también es un resultado de la lenta circulación que eleva el ozono desde la troposfera hasta la estratosfera.
El aire troposférico pobre en ozono es enriquecido en la estratosfera mediante el proceso fotolítico de las moléculas de oxígeno, el cual es favorecido por la radiación solar. Como este aire asciende lentamente en los trópicos, progresivamente va ganando ozono. Respecto a la variación espacial del ozono total a nivel global, es posible notar en la figura 2, zonas en el hemisferio norte con alto contenido de ozono , así como en el hemisferio sur , con valores superiores a 350 Unidades Dobson (U.D. unidad de medida para determinar la cantidad de ozono en toda la columna atmosférica).
Figura 2. Distribución media del ozono total, en unidades Dobson (o miliatmósferas) contenido en una columna de aire de 1 cm2 de sección que va desde la superficie de la Tierra hasta el tope de la atmósfera. (Fuente: ESRL-NOAA).
Debido a la estacionalidad de la circulación Brewer-Dobson, la cual es máxima en invierno y primavera, el ozono total presenta también una variación temporal. Además, como es característico en las ondas planetarias, estas son más fuertes y más variables en el hemisferio norte que en el sur, debido a aspectos relacionados con la distribución asimétrica de la superficie como son la topografía y la relación de áreas tierra-océano .
Por lo anterior, los valores más altos del ozono total, a nivel global, se presentan sobre el Ártico entre febrero y abril (primavera del hemisferio norte) con cifras superiores a 400 U.D., mientras que, en la Antártida, durante la primavera del hemisferio sur, entre septiembre y octubre, se registran los valores más bajos a nivel global, inferiores a 220 U.D., formándose el agujero de ozono.
En las latitudes medias del hemisferio norte, la columna de ozono es más alta en la primavera, entre abril y mayo, paulatinamente decrece y en otoño, aproximadamente en octubre, registra los valores más bajos. En las latitudes medias del hemisferio sur, la columna de ozono tiene el mismo comportamiento estacional: durante el otoño, de marzo a mayo, se presentan los valores más bajos y en primavera, septiembre a noviembre los más altos.
En los trópicos, a lo largo del año, se presentan bajos valores en el ozono total debido a la circulación de vientos en la estratósfera mencionada anteriormente, a pesar de ser la zona de mayor producción, ya que, es donde hay mayor incidencia de radiación UV durante el año.
Tema: La erupción del Tonga afecta al ozono antártico (Leído 685 veces)