4.4 Theme 3: Idealised Process to Support those at Risk of Exclusion
4.4.2 Subtheme 2: Systems Working Together
La primera teoría fotoquímica de la formación del ozono estratosférico fue formulada en 1930 por Chapman (Chapman, 1930). El proceso tal y como se conoce en la actualidad es un poco más complejo (Johnston and Podolske, 1978), (Solomon, 1999).
La mayor parte de la vida de una molécula de ozono transcurre en interacción con la radiación UV. El proceso de absorción de un fotón de radiación ultravioleta ocurre cuando este disocia la molécula de ozono (O3) en una molécula de oxígeno (O2) y un átomo de oxígeno (O), seguida de una recombinación de dos átomos de oxígeno para rehacer la molécula de ozono. En el proceso la radiación UV se transforma en energía calorífica, de ahí el aumento de temperatura de la estratosfera media respecto a la troposfera. El proceso de destrucción del ozono dura pocos segundos.
O3+ h O2 + O
O + O + M O2 + M
Donde M representa otra molécula que actúa como catalizador (típicamente NOx). Esta molécula es la que se lleva la energía extra de la reacción y es la que contribuye a que se midan temperaturas más altas en esa capa. El conjunto de estos procesos es tan efectivo que la radiación UV dañina para la vida que llega a la superficie es muy pequeña. Finalmente el radical
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libre de oxígeno se combina con una molécula de ozono para producir dos moléculas de oxigeno biatómico
O + O3 2O2
Este era en síntesis el proceso postulado por Chapman y conocido como proceso de Chapman.
Sin embargo, con posterioridad, se descubrió que no solo la radiación podía intervenir en la destrucción del ozono. El hidrógeno (Bates and Nicolet, 1950) y el óxido de nitrógeno (Cruetzen, 1970, 1971), (Johnston, 1971) también originaban reacciones químicas en las que el resultado neto era la destrucción del ozono a través de la presencia temporal de radicales H y NO. Este proceso podía ser considerado como natural si no existían factores que llevasen al incremento de presencia de estos radicales en la zona en la que el ozono era más abundante a través del aumento de sus gases generadores H2O, CH4 en el caso del hidrógeno, y N2O en caso del NO (Solomon, 1999). Sin embargo, estos gases están sufriendo cambios en su concentración debidos a procesos antropogénicos y a los efectos netos del cambio climático (IPCC, 2006) por lo que este efecto está sujeto a incertidumbre.
En 1974 se mostró que el cloro puede también ocasionar un ciclo catalítico que ocasiona la destrucción de ozono (Stolarski y Cicerone, 1974). De particular importancia fue el descubrimiento de que los clorofluorocarbonos elaborados industrialmente por el hombre podían ser la mayor fuente de cloro inyectado en la estratosfera con efectos destructores para el ozono (Molina y Rowland, 1974). Con posterioridad varios autores mostraron además que los bromocarbonos pueden contribuir a la desaparición del ozono estratosférico (Wofsy et al., 1975), (McElroy et al., 1986). Colectivamente, estas interacciones se conocen como la química halógena.
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Como estos procesos de destrucción de una molécula de ozono a través de reacciones químicas en presencia de compuestos de cloro, nitrógeno, bromo o hidrógeno, se producen en procesos generalmente catalíticos, la molécula desencadenante sigue activa para un siguiente ciclo de destrucción.
Un ejemplo de reacción típica se muestra a continuación implicando a una molécula de Monóxido de Cloro ClO- reaccionando con un átomo de oxígeno para formar ión Cloro Cl- y O2 (oxígeno molecular). El átomo de Cl reacciona con una molécula de ozono para rehacer el ClO’ y otro O2.
O3 + h O + O2 ClO- + O O2 + Cl- Cl- + O3 O2 + ClO-
Neto: O3 + O3 3 O2
El efecto neto de la reacción es la formación de dos moléculas de oxígeno a partir de un átomo de oxígeno y una molécula de ozono mientras que el radical ClO- permanece. A 40 km de altura, esta cadena catalítica de Cl-ClO’ puede destruir cerca de 1000 moléculas de ozono antes de que el Cl o ClO- sea convertido en cloro benigno, como HCl (ácido clorhídrico) o ClONO2 (nitrato de cloro). La duración de HCl y ClONO2 típica es de varios días, siendo fotolizadas por la radiación UV. Así se vuelve a liberar cloro que destruye más ozono. Al final el átomo de Cl sale de la estratosfera, pero en el proceso ha liquidado unas 100.000 moléculas de ozono. Una recopilación de las reacciones que pueden provocar destrucción de ozono se encuentra en (Solomon, 1999).
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El proceso de producción y destrucción del ozono está desencadenado por la presencia de radiación ultravioleta y por los compuestos reactivos o catalíticos que permiten acelerar las reacciones químicas. A igualdad de composición química, el proceso alcanza su punto de equilibrio en relación con la radiación ultravioleta entrante. Como ésta alcanza su máximo en las latitudes tropicales, la zona en la que se genera más ozono es en el cinturón tropical y en los niveles altos de su estratosfera. Un aumento de esta en longitudes de onda por debajo de los 240 nm, lleva a un aumento de los niveles de ozono siendo este proceso gobernado por la actividad solar. La zona de producción principal por tanto estará en niveles altos de la estratosfera tropical y ecuatorial.
La pérdida natural de ozono se debe a los niveles normales de gases tales como metano, óxido nitroso, bromuro de metilo y cloruro de metilo (componentes naturales de la atmósfera). Si incrementamos de manera artificial los niveles de cloro, bromo, nitrógeno e hidrógeno en la estratosfera, o si añadimos nuevos compuestos, se incrementan las pérdidas de ozono y se altera el equilibrio entre producción y destrucción.
Sin embargo, la atmósfera de la Tierra no es un sistema que permanece estático sino que se encuentra en movimiento incluso en niveles de la estratosfera. Como consecuencia, se producen fenómenos de transporte del ozono producido en zonas tropicales hacia latitudes más elevadas. La existencia de una célula de circulación a gran escala, caracterizada por movimientos ascendentes en los trópicos generados por la convección intensa que penetra en la estratosfera y pone en marcha mecanismos de propagación de ondas hacia latitudes más altas, fue descubierta por Dobson en 1930. Esta célula generada por la convección tropical, traslada el ozono hacia latitudes más altas, cerrándose el circuito mediante descendencias en latitudes
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elevadas. El transporte y la descendencia, unido a la menor actividad solar en dichas latitudes hace que el ozono se acumule alcanzándose los valores máximos en esas zonas contrariamente a lo que cabría esperar dado que el ozono lo genera inicialmente la energía solar. (Brewer, 1949) llegó a una conclusión similar utilizando medidas de vapor de agua. A la circulación descubierta por ambos se le conoce como circulación de Brewer-Dobson. En la Figura 2.2 se puede ver el esquema de dicha célula.
Fig 2.2. Esquema de la circulación Brewer Dobson. Tomado del curso on line de “Ozono estratosférico”. NASA Goddard Space Flight Centre y Old Dominion University.
El tiempo en que una partícula de aire recorre el circuito completo se estima en unos 5 años. Teniendo en cuenta estas ideas, se puede llegar a comprender que los reactivos y catalizadores generados por el hombre, y que llevan a aumentar la tasa de destrucción de ozono, penetran en
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las estratosfera en latitudes bajas debido a que es el punto primario de entrada del aire troposférico en ella (Holton et al., 1995) pero son transportados y se acumulan en los polos, particularmente en el polo sur. Los factores que favorecen su acumulación son su casi indisolubilidad en agua, lo que le hace inmune a los procesos de lavado por precipitación tan eficaces en el caso de otros gases de origen industrial, y su carácter químico inerte. La circulación Brewer-Dobson, a partir de las ondas generadas por la convección tropical, genera transporte de ozono y de otros gases. La tropopausa en el ecuador terrestre se encuentra alrededor de los 100 hPa y en las zonas polares alrededor de los 300 hPa. El retorno de gases y las entradas de ozono en la troposfera se efectúa en las zonas polares o en las roturas de la tropopausa asociadas a las ondulaciones de los frentes polares cuando viajan hacia latitudes más bajas.