Esta fina película de aire que hace posible la vida es el resultado de un equilibrio dinámico y frágil. Sin embargo, la atmósfera terrestre es notablemente estable a lo largo de miles de millones de años. La atmósfera no "reposa" simplemente sobre la Tierra como una manta "pegada" por la gravedad. Está compuesta por gases en movimiento perpetuo, cuyas moléculas poseen energía cinética que las empuja a escapar poco a poco al espacio. Entonces, ¿por qué no se han dispersado todas en el vacío espacial?
La respuesta se resume en tres palabras clave: gravedad, temperatura y escudo magnético.
| Factor de retención | Rol y efecto | Factor de escape | Rol y efecto |
|---|---|---|---|
| Gravedad terrestre | Fuerza de atracción principal. Retiene la gran mayoría de las moléculas, especialmente las pesadas (N2, O2). | Temperatura (Energía cinética) | Da velocidad a las moléculas. Las más rápidas (y las más ligeras) pueden alcanzar la velocidad de escape. |
| Campo magnético (Magnetosfera) | Escudo contra el viento solar. Protege a la atmósfera de la erosión y el calentamiento excesivo. | Viento solar | Flujo de partículas energéticas. Puede arrancar átomos (sin escudo magnético) y contribuir al calentamiento. |
| Masa molecular elevada | Parámetro cinético. A una temperatura dada, las moléculas pesadas (nitrógeno, oxígeno) tienen velocidades más bajas, lo que reduce fuertemente la probabilidad de alcanzar la velocidad de escape. | Masa molecular baja | Parámetro cinético. Las moléculas ligeras (hidrógeno, helio) alcanzan más fácilmente velocidades altas y dominan el escape térmico (escape de Jeans), explicando su rareza. |
El principal actor de esta retención es la gravedad. Formulada por Isaac Newton (1643-1727) y perfeccionada por Albert Einstein (1879-1955), atrae toda masa hacia el centro de la Tierra. Cada molécula de nitrógeno, oxígeno o vapor de agua está sujeta a esta fuerza. Para que una molécula escape definitivamente, debe alcanzar lo que se llama la velocidad de escape.
En la superficie de la Tierra, esta velocidad es ≈ 11 km·s⁻¹. Sin embargo, la atmósfera no tiene un límite nítido, se va afinando progresivamente hasta fundirse con el espacio interplanetario. A medida que aumenta la altitud, el potencial gravitacional se vuelve menos profundo y la velocidad de escape disminuye lentamente con la distancia al centro de la Tierra.
En las capas muy diluidas de la exosfera, situadas a varios miles de kilómetros de altitud, las colisiones se vuelven extremadamente raras. Las moléculas siguen entonces trayectorias balísticas casi libres. Una fracción ínfima de ellas, perteneciente al extremo de la distribución de Maxwell-Boltzmann, puede alcanzar o superar localmente la velocidad de escape.
Este mecanismo, llamado escape de Jeans, conduce a una pérdida continua pero extremadamente lenta de la atmósfera. Afecta principalmente a las especies más ligeras, como el hidrógeno y, en menor medida, el helio. Las moléculas más pesadas, como el nitrógeno o el oxígeno, permanecen en su gran mayoría ligadas al pozo gravitacional terrestre.
Incluso a estas grandes altitudes, las moléculas de aire están muy lejos de tener la energía suficiente en su inmensa mayoría. La atmósfera está, por lo tanto, gravitacionalmente cautiva a escala de tiempos geológicos, a pesar de la ausencia de una pared material y a pesar de una fuga real, pero infinitesimal, de partículas a gran distancia del centro de la Tierra.
N.B. :
Si la línea de Kármán a 100 km marca la frontera simbólica entre la atmósfera y el espacio, la influencia gaseosa de la Tierra se extiende en realidad mucho más allá, sobre decenas de miles de kilómetros, antes de confundirse con el vacío interplanetario.
| Capa atmosférica | Altitud típica | Temperatura característica | Moléculas dominantes | Régimen físico | Comentarios físicos |
|---|---|---|---|---|---|
| Troposfera | 0 a 12 km | 288 K a 216 K (15 °C a −57 °C) | N₂, O₂, Ar, H₂O | Colisional denso | Mezcla homogénea por convección, velocidades térmicas muy inferiores a la velocidad de escape. |
| Estratosfera | 12 a 50 km | 216 K a 270 K (−57 °C a −3 °C) | N₂, O₂, O₃ | Colisional | Presencia de ozono, absorción UV, inversión térmica, equilibrio hidrostático dominante. |
| Mesosfera | 50 a 85 km | 270 K a 180 K (−3 °C a −93 °C) | N₂, O₂ | Colisional enrarecido | Capa más fría, densidad muy baja, agitación térmica aún insuficiente para el escape. |
| Termosfera | 85 a 500 km | 500 K a > 1500 K (227 °C a > 1227 °C) | O, N₂, He | Transición colisional | Temperatura cinética elevada debido a la absorción UV y X, densidad demasiado baja para un escape masivo. |
| Exosfera | > 500 km | > 1000 K (> 727 °C) | H, He, trazas de O | Balístico casi libre | Colisiones raras, trayectorias balísticas, aparición del escape de Jeans. |
Fuentes: Modelo de Atmósfera Terrestre de la NASA, Atmósfera Estándar de EE.UU. 1976, trabajos de James Jeans (1877-1946), síntesis de planetología comparada.
La temperatura de un gas está directamente relacionada con la energía cinética media de sus moléculas. Cuanto más caliente está la atmósfera, más agitadas están las moléculas y mayor es la probabilidad de que algunas alcancen la velocidad de escape. Las capas altas de la atmósfera, como la termosfera, pueden alcanzar más de 1500°C bajo el efecto de la radiación solar. Paradójicamente, un astronauta no se quemaría allí, porque la densidad de partículas es tan baja que el calor transmitido es despreciable. Pero esta alta temperatura significa que los átomos ligeros presentes a estas altitudes (como el hidrógeno y el helio) son muy energéticos.
Aquí interviene el segundo factor: la masa de la molécula. La velocidad media de una partícula de gas a una temperatura dada es inversamente proporcional a la raíz cuadrada de su masa \( v_{moy} \propto \frac{1}{\sqrt{m}} \). Los átomos ligeros (hidrógeno, helio) se mueven, por lo tanto, mucho más rápido que los pesados (nitrógeno, oxígeno) a la misma temperatura. Tienen así una probabilidad mucho mayor de franquear la barrera gravitacional.
La Tierra pierde efectivamente una parte de su atmósfera, especialmente los elementos más ligeros. Este proceso, llamado escape atmosférico, es extremadamente lento a escala humana (cientos de millones o miles de millones de años para un cambio significativo) pero medible. Es por eso que nuestra atmósfera actual es tan pobre en hidrógeno y helio libres, a diferencia de los gigantes gaseosos.
La tercera pieza maestra del rompecabezas es la magnetosfera. Este escudo, generado por los movimientos del núcleo externo de la Tierra, desvía la mayor parte del viento solar. Sin esta protección, este flujo de partículas energéticas golpearía directamente la alta atmósfera.
Así, sin campo magnético, el viento solar erosionaría directamente la atmósfera arrancando moléculas (sputtering) y la calentaría, acelerando la fuga de los átomos más rápidos hacia el espacio. El ejemplo trágico de Marte, que perdió su campo magnético global hace miles de millones de años, ilustra este escenario. Su atmósfera, antes más densa, fue en gran parte arrastrada por el viento solar, dejando un planeta frío y desértico.
La atmósfera terrestre no es, por lo tanto, un sistema estático, sino un sistema en equilibrio dinámico. Hay pérdidas (escape de átomos ligeros, partículas ionizadas eyectadas a lo largo de las líneas del campo magnético en los polos) pero también ganancias (desgasificación del manto por el vulcanismo, posibles aportes de cometas ricos en hielo). A escalas de tiempo geológicas, la composición y la presión atmosféricas han evolucionado considerablemente, en gran parte debido a la aparición de la vida (producción de oxígeno por la fotosíntesis). La estabilidad actual es, por lo tanto, relativa y precaria.
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