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La atmósfera participa en la 
regulación de la temperatura de la 
Tierra y es la zona donde se 
desarrolla la vida. 
Los fenómenos climáticos, las 
olas, las corrientes marinas y la 
distribución de las precipitaciones 
son también consecuencia directa 
de la dinámica atmosférica 
La atmósfera también tiene una 
función importante en el modelado 
del relieve terrestre. 
4.1. Los sistemas terrestres: la atmósfera 
1. INTRODUCCIÓN 
Llamamos atmósfera terrestre a una mezcla de varios gases que rodea a la Tierra. Nuestro planeta posee 
un campo gravitatorio suficiente para evitar que dichos gases escapen hacia el espacio. 
Constituye la capa exterior de la Tierra, gaseosa y, por consiguiente, de composición y densidad muy 
distintas de las capas sólidas y líquidas que tiene debajo. Pero es la zona en la que se desarrolla la vida 
y, además, tiene una importancia trascendental en 
innumerables procesos que tienen lugar en nuestro planeta. 
Una de las principales acciones de la atmósfera consiste en 
modular la energía procedente del Sol y regular la temperatura 
del planeta. La superficie del planeta se calentaría en exceso 
si no fuera porque cerca del 30% es devuelta, en parte, por la 
atmósfera. Además, la circulación general atmosférica 
contribuye a distribuir la energía incidente desde las zonas 
ecuatoriales, más calentadas, hacia las zonas de latitudes más 
altas. Los fenómenos climáticos, las olas, las corrientes 
marinas y la distribución de las precipitaciones son también 
consecuencia directa de la dinámica atmosférica. Por otro 
lado, la atmósfera ejerce una acción directa sobre las rocas 
mediante la meteorización, y los fenómenos meteorológicos 
(lluvia, nieve,…) son responsables del modelado terrestre. 
Respecto a la biosfera, la influencia de la atmósfera es 
decisiva: las radiaciones nocivas se filtran, la temperatura 
terrestre es moderada y la presencia de agua líquida es 
posible, todo ello gracias a la atmósfera. 
 
2. COMPOSICIÓN DEL AIRE 
Los gases fundamentales que forman la atmósfera son: Nitrógeno (78%), Oxígeno (21%), Argón (0.934%) 
y Dióxido de Carbono (0.033%). Otros gases de interés presentes en la atmósfera son el vapor de agua, 
el ozono y diferentes óxidos. 
También hay partículas de polvo en suspensión como, por ejemplo, partículas inorgánicas, pequeños 
organismos o restos de ellos y sal marina. Muchas veces estas partículas pueden servir de núcleos de 
condensación en la formación de nieblas. 
Los volcanes y la actividad humana son responsables de la emisión a la atmósfera de diferentes gases y 
partículas contaminantes que tienen una gran influencia en los cambios climáticos y en el funcionamiento 
de los ecosistemas. 
El aire se encuentra concentrado cerca de 
la superficie, comprimido por la atracción 
de la gravedad y, conforme aumenta la 
altura, la densidad de la atmósfera 
disminuye con gran rapidez. En los 5,5 
kilómetros más cercanos a la superficie se 
encuentra la mitad de la masa total y 
antes de los 15 kilómetros de altura está el 
95% de toda la materia atmosférica. 
La mezcla de gases que llamamos aire 
mantiene la proporción de sus distintos 
componentes casi invariable hasta los 80 
km, aunque cada vez más enrarecido 
(menos denso) conforme vamos 
ascendiendo. A partir de los 80 km la 
composición se hace más variable. 
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3. FORMACIÓN DE LA ATMÓSFERA 
La mezcla de gases que forma el aire actual se ha desarrollado a lo largo de 4.500 millones de años. La 
atmósfera primigenia debió estar compuesta únicamente de emanaciones volcánicas, es decir, vapor de 
agua, dióxido de carbono, dióxido de azufre y nitrógeno, sin rastro apenas de oxígeno. 
Para lograr la transformación han tenido que desarrollarse una serie de procesos. 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 la vida primitiva capaz de realizar la fotosíntesis, empezó a producir 
oxígeno. 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. 
 
4. ESTRUCTURA DE LA ATMÓSFERA 
La atmósfera se divide en diversas capas: 
La troposfera llega hasta un límite superior (tropopausa) situado a 9 Km de altura en los polos y los 18 
km en el ecuador. En ella se producen importantes movimientos verticales y horizontales de las masas de 
aire generando los fenómenos metereológicos, (vientos, lluvias, nieve…) y hay relativa abundancia de 
agua. Es la zona de las nubes y los fenómenos climáticos: lluvias, vientos, cambios de temperatura, ... y 
la capa de más interés para la ecología. La temperatura va disminuyendo conforme se va subiendo, hasta 
llegar a -60ºC en su límite superior. 
 
La estratosfera comienza a partir de la tropopausa y llega hasta un límite superior (estratopausa), a 50 
km de altitud. La temperatura cambia su tendencia y va aumentando hasta llegar a ser de alrededor de 
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0ºC en la estratopausa. Casi no hay movimiento en dirección vertical del aire, pero los vientos 
horizontales llegan a alcanzar frecuentemente los 200 km/h, lo que facilita el que cualquier sustancia que 
llega a la estratosfera se difunda por todo el globo con rapidez. En esta parte de la atmósfera, entre los 30 
y los 50 kilómetros, se encuentra el ozono (capa de ozono), importante porque absorbe las dañinas 
radiaciones ultravioletas. 
 
La mesosfera, que se extiende entre los 50 y 80 km de altura, contiene sólo cerca del 0,1% de la masa 
total del aire. Es importante por la ionización y las reacciones químicas que ocurren en ella. En ella se 
desintegran los meteoritos, generando las estrellas fugaces. 
 
La ionosfera o termosfera se extiende desde una altura de casi 80 km sobre la superficie terrestre hasta 
500 km o más. A estas distancias, el aire está enrarecido en extremo. Cuando las partículas de la 
atmósfera experimentan una ionización por radiación ultravioleta, tienden a permanecer ionizadas debido 
a las mínimas colisiones que se producen entre los iones. La ionosfera tiene una gran influencia sobre la 
propagación de las señales de radio. Una parte de la energía radiada por un transmisor hacia la ionosfera 
es absorbida por el aire ionizado y otra es refractada, o desviada, de nuevo hacia la superficie de la 
Tierra. Este último efecto permite la recepción de señales de radio a distancias mucho mayores de lo que 
sería posible con ondas que viajan por la superficie terrestre. 
 
La región que hay más allá de la ionosfera recibe el nombre de exosfera y se extiende hasta los 9.600 
km, lo que constituye el límite exterior de la atmósfera. Más allá se extiende la magnetosfera, espacio 
situado alrededor de la Tierra en el cual, el campo magnético del planeta domina sobre el campo 
magnético del medio interplanetario. 
 
5. FUNCIÓN PROTECTORA Y REGULADORA DE LA ATMÓSFERA 
La atmósfera actúa reflejando y absorbiendo parte de la energía solar, lo que evita que ésta llegue 
íntegramente a la superficie terrestre y la caliente en exceso. 
La atmósfera mantiene la temperatura del planeta relativamente estable y actúa como escudo protector 
contra diversos tipos de radiaciones que resultarían letales para los seres vivos. 
 
5.1 Función reguladora de la temperatura: 
Debido a algunos 
gases de la 
atmósfera (CO2, 
H2O, CH4 y N2O) se 
produce un efecto 
invernadero natural, 
que hace que la 
temperatura media 
sea de 15 ºC (y no 
de – 20 ºC como le 
correspondería) 
permitiendo la 
existencia de agua 
líquida y de vida. 
 
5.2. Función protectora:Las diversas capas de la atmósfera filtran las radiaciones solares y sólo dejan pasar la luz visible y las de 
onda larga, quedando estas últimas ahogadas por las ondas emitidas desde la Tierra. 
- Estratosfera: El ozono retiene el 90 % de los rayos UV de onda más corta que poseen efectos 
mutagénos y letales para los seres vivos. 
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- Ionosfera (Termosfera): en esta capa se absorben los rayos X y rayos gamma procedentes del 
Sol, radiaciones ionizantes que si alcanzasen a los seres vivos y fuesen absorbidas por ellos, 
provocarían su desaparición. 
 
6. DINÁMICA ATMOSFÉRICA 
La dinámica atmosférica integra el conjunto de procesos físicos o meteorológicos que se producen en el 
seno de la atmósfera terrestre. El motor de todos los procesos atmosféricos terrestres es la radiación 
solar recibida por nuestro planeta que, a su vez, causa movimientos del aire que son el origen de los 
fenómenos meteorológicos. Una parte de esos movimientos de aire que tienen lugar en la troposfera, son 
movimientos horizontales, vientos, otros son verticales, de ascenso o descenso y se denominan 
movimientos convectivos o de convección. Son producidos por variaciones de temperatura, humedad o 
presión atmosférica. 
 
 
6.1. Convección térmica: Originada por el contraste de la 
temperatura del aire entre la parte superficial más caliente y menos 
densa, que tiende a elevarse formando corrientes térmicas 
ascendentes, y la parte superior más fría y densa, que tiende a 
descender. 
Además, la inclinación del eje de rotación terrestre, que es de algo 
más de 23º, da lugar a que algunas zonas del planeta reciban más 
insolación que otras, lo que ocasiona que el aire se caliente de forma 
desigual. 
 
6.2. Convección por humedad: Se origina por las diferencias de humedad en el aire (el aire húmedo es 
menos denso que el aire seco) por lo que el aire que tiene humedad tiende a ascender, mientras que el 
aire seco tiende a descender. 
 La humedad puede indicarse de dos maneras: 
- Humedad absoluta. Es la cantidad de agua que hay en un volumen determinado de aire y se 
expresa en g/m3. La cantidad de agua que cabe en el aire depende de la temperatura. El aire 
frío puede contener muy poca humedad, mientras que el caliente puede admitir mucha. Cuando 
el aire no puede contener más agua decimos que se ha saturado de humedad y que alcanza el 
punto de rocío. 
- Humedad relativa. Es la relación porcentual del vapor de agua que hay en el aire y la cantidad 
máxima (saturación) del mismo que podría contener a la temperatura en la que se encuentra. 
Por ejemplo, si decimos que la humedad relativa es del 25% queremos expresar que a una 
determinada temperatura el aire podría contener cuatro veces más vapor del que contiene. 
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Así, cuando una masa de aire se eleva, se va 
enfriando a medida que asciende, hasta que 
llega un momento en el que alcanza la 
temperatura del punto de rocío. Entonces, el 
vapor de agua comienza a condensarse y se 
hace visible. A la altura donde esto sucede, o 
nivel de condensación, comenzará a verse en 
forma de nube. Pero para que se forme la nube 
es necesario que, además de alcanzar este 
nivel (humedad relativa del 100%), existan en la 
atmósfera unos núcleos de condensación: 
partículas de polvo, humo, H2S, NOx y NaCl. Si 
existen muchos de estos núcleos la 
condensación puede comenzar incluso antes 
(puede ocurrir con un 98% de humedad relativa). Si existen muy pocos, el aire sobresaturado y 
sobreenfriado no podrá condensarse. 
Las nubes están constituidas por millones de pequeñas gotitas (de unos 0,02 mm de diámetro) o por 
pequeños cristales de hielo que se encuentran suspendidos en el aire. El hielo se forma en la parte más 
elevada de las nubes altas. 
 
6.3. Movimientos de aire debidos a la presión atmosférica: La presión ejercida por una columna 
de aire sobre la superficie terrestre se mide con el barómetro (Torricelli, siglo XVII) y su valor estándar, a 
nivel del mar y en condiciones normales, es de 1 atmósfera, que equivale a 760 mm de mercurio y a 
1.013,3 milibares (mb). Sin embargo, la presión en un punto geográfico determinado no es siempre la 
misma, sino que varía en función de la humedad y la temperatura del aire. En los mapas del tiempo se 
trazan isobaras, líneas que unen los puntos geográficos de igual presión, en un momento dado. Estas 
diferencias de presión causadas por los movimientos verticales del aire, son el origen de la formación de 
las borrascas y los anticiclones. 
 
- ¿Cómo se forma una borrasca? 
Se produce cuando existe una masa de 
aire poco denso (cálido y/o húmedo) en 
contacto con la superficie terrestre que 
comienza a elevarse empujada por unas 
corrientes térmicas ascendentes. Como 
consecuencia de su elevación, en el lugar 
que previamente ocupa la masa, se crea un 
vacío en el que el aire pesa menos (tiene 
menos presión). Entonces, el aire frío de 
los alrededores se mueve originando un 
viento que sopla desde el exterior hasta el 
centro de la borrasca. 
- ¿Cómo se forma un anticiclón? Cuando 
una masa de aire frío (más densa) se halla situada a cierta altura, tiende a descender hasta contactar con 
el suelo. En la zona de contacto se acumula mucho el aire (hay mucha presión) y el viento tiende a salir 
desde el centro hacia el exterior. 
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RECUERDA 
Hablamos de anticiclón cuando nos encontramos una zona de alta presión «A» rodeada de una 
serie de isobaras cuya presión disminuye desde el centro hacia el exterior de la misma. Los 
anticiclones dan lugar a condiciones de estabilidad atmosférica. 
Decimos que hay una borrasca cuando nos encontramos con una zona de baja presión «B» 
rodeada de isobaras cuyos valores van aumentando desde el centro hasta el exterior de la misma. 
Producen condiciones de inestabilidad atmosférica 
 
 
 
7. GRADIENTES VERTICALES DE TEMPERATURA. 
Se denomina gradiente vertical a las variaciones de la temperatura del aire con la altitud y es un concepto 
esencial para entender, a su vez, la estructura y la dinámica atmosférica. 
Cuando el aire asciende en la atmósfera, se desplaza de una zona de mayor presión a otra de menor 
presión (a mayor altura, menor presión). Debido a esto el aire se expande y se va enfriando. La 
temperatura del aire desciende en la troposfera hasta los -50º o -60 ºC debido a una disminución de la 
presión, de la densidad del aire y el menor efecto de la gravedad. 
La disminución de la presión en la troposfera es constante, así que el enfriamiento también. 
Y al contrario, cuando el aire desciende se 
comprime y aumenta la temperatura. 
Cualquier proceso en el que al aire ni se le 
comunica ni se le quita calor se llama un 
proceso adiabático. Por el contrario, se llaman 
no adiabáticos aquellos procesos en los que 
se comunica o se quita calor. 
El proceso de enfriamiento y calentamiento por 
los movimientos ascendentes o descendentes 
es un proceso adiabático, es decir no existe un 
intercambio de calor con el medio exterior; el 
calor es constante, no hay ni ganancia ni 
pérdida de calor. Lo que existe es una 
expansión o compresión de los gases. El aire 
es mal conductor térmico y los movimientos se 
producen con rapidez. 
En las proximidades de la superficie de la Tierra los procesos no adiabáticos son muy frecuentes porque 
el aire intercambia calor fácilmente con la superficie que tiene debajo. 
En los niveles altos, como el aire está alejado de las fuentes de calor se producen procesos adiabáticos. 
La variación de temperatura que experimenta una masa de aire en movimiento vertical, a calor constante 
se llama gradiente adiabático. 
Si el aire no está saturado de humedad y no se suministra calor, diremos que el proceso es adiabático 
seco, y los cambios de temperatura se deben por completo a expansiones o contracciones. Dicha 
variación se estima en una disminución de la temperatura de 1ºC cada 100 m y se denomina gradiente 
adiabático seco (GAS). Teniendo en cuenta el principio físico por el cual una masa de aire aumenta su 
 
 
temperaturasi es comprimida, en tanto que si se expande, disminuye: la masa de aire en elevación se 
expande debido a que la presión que soporta es menor con la altura; por tanto, su temperatura también 
desciende debido a que la fricción de las moléculas de aire es menor, no hay que olvidar que no hay 
intercambio de calor, la disminución de la temperatura durante el ascenso se debe al efecto de una menor 
presión. 
En condiciones estáticas, si el aire no sufriera movimientos de ascenso o descenso, el gradiente de 
temperatura sería de una disminución de 0,65ºC cada 100 m. Este descenso se denomina gradiente 
térmico vertical de la atmósfera (GVT) y es menor que el adiabático seco puesto que en él no 
interviene el proceso de disminución de la temperatura al disminuir la presión del aire que asciende. 
A medida que se asciende la humedad relativa del aire va aumentando hasta alcanzar el punto de rocío; 
esto produce la condensación del vapor y la liberación del vapor latente de vaporización, lo que hace 
disminuir el ritmo de descenso de la temperatura de 0,3 ºC a 0,6º C /100 m. Esto se explica porque el 
paso de gas a líquido es una reacción que libera calor, se refuerza su flotabilidad o velocidad de ascenso, 
pero disminuye su ritmo de enfriamiento. El gradiente que se da con fenómenos de condensación es lo 
que se llama gradiente adiabático húmedo (GAH) o saturado, el cual no tiene un valor constante, pues 
depende de muchas variables. 
El aire, cuando se enfría, comienza siguiendo el gradiente adiabático seco, y cuando llega al punto de 
rocío o punto de condensación, sigue el enfriamiento según el gradiente adiabático húmedo. 
 
Inversión térmica: Como hemos visto anteriormente, lo normal es que el aire de las capas bajas es más 
caliente que el de las superiores, lo cual le lleva a ascender hasta enfriarse. Ello permite una continua 
circulación atmosférica en sentido vertical que renueva el aire de las diferentes capas. La inversión 
térmica es un fenómeno meteorológico que se da en las capas bajas de la atmósfera terrestre. Consiste 
en el aumento de la temperatura con respecto a la altitud. 
 
Esto suele ocurrir especialmente en invierno. En las noches despejadas el suelo se enfría rápidamente y 
por consiguiente pierde calor por radiación. El aire que está en contacto con él se enfría y, al ser mas 
denso, permanece cerca de la superficie. De esta forma, el aire que está por encima es más cálido, lo 
cual ocasiona que se genere una temperatura positiva con respecto a la altitud. Esto provoca que la capa 
de aire caliente quede atrapada entre las 2 capas de aire frío sin poder circular, ya que la presencia de la 
capa de aire frío cerca del suelo le da gran estabilidad. 
La inversión térmica, pues, inmoviliza las capas inferiores cercanas al suelo por lo que disminuye la 
circulación del aire en sentido vertical. Al no renovarse el aire, pueden quedar atrapados los 
contaminantes suspendidos y la contaminación puede aumentar de manera considerable. 
Generalmente, la inversión térmica se termina (rompe) cuando se calienta el suelo con lo cual restablece 
la circulación normal en la troposfera, aunque en ocasiones puede durar más tiempo al generarse por la 
entrada de frentes fríos en una región. 
 
 
 
 
RECUERDA 
Gradiente vertical de temperatura (GVT): variaciones de la temperatura del aire en condiciones 
estáticas (si el aire no se moviese). Disminuye 0,65º por cada 100 metros de altura. 
Gradiente adiabático seco (GAS): Variación de la temperatura del aire seco o con vapor de agua 
en estado gaseoso, que asciende. Disminuye 1º C /100 m, aproximadamente. 
Gradiente adiabático húmedo o saturado (GAH): Variación de la temperatura del aire con la 
altura, cuando el vapor de agua presente en el aire empieza a condensarse. No tiene un valor 7 
constante, pero la disminución es menor que el GAS, debido a que el proceso de condensación del 
agua libera calor. 
Inversión térmica: espacio en el que aumenta la temperatura con la altura en vez de disminuir 
[GVT negativo]. Estas impiden los movimientos verticales del aire y se pueden acumular 
contaminantes. 
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8. DiNÁMICA GLOBAL DE LA ATMÓSFERA 
La irradiación solar es mucho mayor en el ecuador que en los polos, por lo que de no existir la atmósfera 
y la hidrosfera, la diferencia de temperatura entre ambas zonas sería extremadamente grande. Sin 
embargo, la presencia de las masas fluidas hace posible el transporte de calor necesario para amortiguar 
dichas diferencias. El transporte de calor desde las zonas de superávit a las de déficit es facilitado por la 
acción de los vientos y de las corrientes oceánicas y dificultado por la presencia de masas continentales. 
8.1. Circulación general de la atmósfera. 
La circulación atmosférica horizontal es llevada a cabo por el viento. Ya vimos anteriormente que el viento 
superficial es divergente en los anticiclones y convergente en las borrascas. Por lógica, si un anticiclón y 
una borrasca se encuentran próximos, el viento superficial sopla desde los anticiclones hasta las 
borrascas; y por la parte superior, el viento de altura lo hace en sentido contrario. Sin embargo, la 
trayectoria del viento no suele ser rectilínea, sobre todo en continentes, ya que el relieve puede frenarlo, 
amplificarlo o formar torbellinos. También influye en su trayectoria el efecto Coriolis (esta fuerza fue 
explicada por Coriolis en 
1835 es una consecuencia 
del movimiento de rotación 
terrestre. No tiene un valor 
constante, es máxima en los 
polos y disminuye 
progresivamente hasta el 
ecuador, donde se anula). 
En ambos hemisferios se 
forman tres células 
convectivas principales, 
responsables de los vientos 
dominantes en la superficie, 
para cada latitud. En la 
tropopausa y entre dichas 
células convectivas circulan 
fuertes vientos -corrientes 
de chorro- dirigidas de 
Oeste a Este, 
perpendicularmente a los 
meridianos.