Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

Atmósfera de la Tierra

Atmósfera terrestre vista desde el espacio, mostrando una capa azul en la estratosfera , por encima de las nubes de la troposfera . La Luna es visible como una media luna al fon...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita
Página semiprotegida

Atmósfera terrestre vista desde el espacio, mostrando una capa azul en la estratosfera , por encima de las nubes de la troposfera . La Luna es visible como una media luna al fondo. [ 1 ]

La atmósfera terrestre consiste en una capa de gases mixtos (comúnmente llamada aire ) que se mantiene por gravedad y rodea la superficie de la Tierra . Contiene cantidades variables de aerosoles y partículas en suspensión que generan fenómenos meteorológicos como nubes y brumas . La atmósfera actúa como una barrera protectora entre la superficie terrestre y el espacio exterior . Protege la superficie de la mayoría de los meteoroides y la radiación ultravioleta solar , reduce la variación de temperatura diurna (las diferencias extremas de temperatura entre el día y la noche) y la mantiene cálida mediante la retención de calor a través del efecto invernadero . La atmósfera redistribuye el calor y la humedad entre las diferentes regiones mediante las corrientes de aire y proporciona las condiciones químicas y climáticas que permiten la existencia y evolución de la vida en la Tierra.

En fracción molar (es decir, en cantidad de moléculas ), el aire seco contiene un 78,08 % de nitrógeno , un 20,95 % de oxígeno , un 0,93 % de argón , un 0,04 % de dióxido de carbono y pequeñas cantidades de otros gases traza (véase la sección Composición a continuación para más detalles). El aire también contiene una cantidad variable de vapor de agua , en promedio alrededor del 1 % a nivel del mar y del 0,4 % en toda la atmósfera.

La atmósfera primordial de la Tierra estaba compuesta de gases acumulados desde la nebulosa solar , pero su composición cambió significativamente con el tiempo, afectada por muchos factores como el vulcanismo , la desgasificación , los impactos , la meteorización y la evolución de la vida (en particular, los fotoautótrofos ). En la actualidad, la actividad humana ha contribuido a cambios atmosféricos , como el cambio climático (principalmente a través de la deforestación y el calentamiento global relacionado con los combustibles fósiles ), el agotamiento de la capa de ozono y la deposición ácida .

La atmósfera tiene una masa de aproximadamente 5,15 × 1018  kg, [ 2 ] tres cuartas partes de las cuales se encuentran a unos 11 km (6,8 mi; 36 000 pies) de la superficie. La atmósfera se vuelve más tenue con el aumento de la altitud, sin un límite definido entre la atmósfera y el espacio exterior. La línea de Kármán a 100 km (62 mi) se usa a menudo como una definición convencional del borde del espacio . Se pueden distinguir varias capas en la atmósfera según características como la temperatura y la composición, a saber, la troposfera , la estratosfera , la mesosfera , la termosfera (formalmente la ionosfera ) y la exosfera . La composición del aire, la temperatura y la presión atmosférica varían con la altitud . El aire apto para la fotosíntesis de las plantas terrestres y la respiración de los animales terrestres se encuentra dentro de la troposfera. [ 3 ]     

El estudio de la atmósfera terrestre y sus procesos se llama ciencia atmosférica (aerología) e incluye múltiples subcampos, como la climatología y la física atmosférica . Entre los primeros pioneros en este campo se encuentran Léon Teisserenc de Bort y Richard Assmann . [ 4 ] El estudio de la atmósfera histórica se llama paleoclimatología .

Composición

Composición de la atmósfera terrestre por recuento molecular, excluyendo el vapor de agua. La parte inferior del gráfico circular representa los gases traza que, en conjunto, componen aproximadamente el 0,0434 % de la atmósfera. [ 5 ] [ 6 ] [ 7 ]

Los tres componentes principales de la atmósfera terrestre son el nitrógeno , el oxígeno y el argón . El vapor de agua representa aproximadamente el 0,25 % de la atmósfera en masa. En la atmósfera inferior, la concentración de vapor de agua (un gas de efecto invernadero) varía significativamente desde alrededor de 10 ppm en fracción molar en las partes más frías de la atmósfera hasta un 5 % en fracción molar en masas de aire cálido y húmedo, y las concentraciones de otros gases atmosféricos se citan típicamente en términos de aire seco (sin vapor de agua). [ 8 ] : 8 Los gases restantes a menudo se denominan gases traza, [ 9 ] entre los cuales se encuentran otros gases de efecto invernadero , principalmente dióxido de carbono, metano, óxido nitroso y ozono. Además del argón, también están presentes otros gases nobles , neón , helio , criptón y xenón . El aire filtrado incluye cantidades traza de muchos otros compuestos químicos . [ 10 ]

Muchas sustancias de origen natural pueden estar presentes en pequeñas cantidades, variables local y estacionalmente, como aerosoles en una muestra de aire sin filtrar, incluyendo polvo de composición mineral y orgánica, polen y esporas , rocío marino y ceniza volcánica . [ 11 ] Diversos contaminantes industriales también pueden estar presentes como gases o aerosoles, como el cloro (elemental o en compuestos), [ 12 ] compuestos de flúor , [ 13 ] y vapor de mercurio elemental . [ 14 ] Los compuestos de azufre, como el sulfuro de hidrógeno y el dióxido de azufre (SO 2 ), pueden provenir de fuentes naturales o de la contaminación atmosférica industrial. [ 11 ] [ 15 ]

La fracción volumétrica de los principales constituyentes de la atmósfera terrestre en función de la altura, basada en el modelo atmosférico MSIS-E-90 [ 16 ] . El modelo solo funciona por encima de los 85 km.

El peso molecular promedio del aire seco, que puede usarse para calcular densidades o para convertir entre fracción molar y fracción másica , es de aproximadamente 28,946 [ 18 ] o 28,964 [ 19 ] [ 5 ] : 257  g/mol. Este disminuye cuando el aire está húmedo.

Hasta una altitud de aproximadamente 100 km (62 mi) , la turbulencia atmosférica mezcla los gases componentes de manera que sus concentraciones relativas permanecen constantes. Existe una zona de transición entre aproximadamente 80 y 120 km (50 y 75 mi) donde esta mezcla turbulenta da paso gradualmente a la difusión molecular . Este último proceso forma la heterosfera , donde la concentración relativa de gases más ligeros aumenta con la altitud. [ 20 ]    

Estratificación

Sección transversal de la atmósfera terrestre en forma de prisma. Los estratos están dibujados a escala, pero las características individuales no. [ 21 ] : 322

En general, la presión y la densidad del aire disminuyen con la altitud en la atmósfera. Sin embargo, la temperatura tiene un perfil más complejo con la altitud y puede permanecer relativamente constante o incluso aumentar con la altitud en algunas regiones (véase la sección de temperatura ). [ 22 ] Debido a que el patrón general del perfil de temperatura/altitud, o gradiente térmico , es constante y medible mediante sondeos con globos instrumentados , el comportamiento de la temperatura proporciona una métrica útil para distinguir las capas atmosféricas. Esta estratificación atmosférica divide la atmósfera terrestre en cinco capas principales con estos rangos de altitud típicos: [ 23 ] [ 24 ]

  • Exosfera: 700 a 10 000 km (435 a 6 214 millas) [ 25 ]  
  • Termosfera: 80–700 km (50–435 millas) [ 26 ]  
  • Mesosfera: 50–80 km (31–50 millas)  
  • Estratosfera: 12–50 km (7–31 millas)  
  • Troposfera: 0–12 km (0–7 millas) [ 27 ]  

Exosfera

La exosfera es la capa más externa de la atmósfera terrestre (aunque es tan tenue que algunos científicos la consideran parte del espacio interplanetario en lugar de la atmósfera). Se extiende desde la termopausa (también conocida como "exobase") en la parte superior de la termosfera hasta un límite poco definido con el viento solar y el medio interplanetario . La altitud de la exobase varía desde unos 500 kilómetros (310 millas; 1.600.000 pies) hasta unos 1.000 kilómetros (620 millas) en momentos de mayor radiación solar incidente. [ 28 ]   

El límite superior varía según la definición. Diversas autoridades consideran que termina a unos 10 000 kilómetros (6200 millas) [ 29 ] o a unos 190 000 kilómetros (120 000 millas) , aproximadamente a mitad de camino hacia la Luna, donde la influencia de la gravedad terrestre es similar a la presión de radiación de la luz solar. [ 28 ] La geocorona visible en el ultravioleta lejano (causada por hidrógeno neutro) se extiende al menos hasta 100 000 kilómetros (62 000 millas) . [ 28 ]   

Esta capa está compuesta principalmente de densidades extremadamente bajas de hidrógeno, con cantidades limitadas de helio, dióxido de carbono y oxígeno naciente más cerca de la exobase. [ 30 ] Los átomos y las moléculas están tan separados que pueden viajar cientos de kilómetros sin colisionar entre sí. [ 22 ] : 14–4 Por lo tanto, la exosfera ya no se comporta como un gas, y las partículas escapan constantemente al espacio . Estas partículas de libre movimiento siguen trayectorias balísticas y pueden migrar dentro y fuera de la magnetosfera o el viento solar. Cada segundo, la Tierra pierde alrededor de 3 kg de hidrógeno, 50 g de helio y cantidades mucho menores de otros componentes. [ 31 ]  

La exosfera está demasiado lejos de la Tierra como para que sean posibles los fenómenos meteorológicos . La exosfera contiene muchos de los satélites artificiales que orbitan la Tierra. [ 32 ]

Termosfera

La termosfera es la segunda capa más alta de la atmósfera terrestre. Se extiende desde la mesopausa (que la separa de la mesosfera) a una altitud de aproximadamente 80 km (50 mi) hasta la termopausa, a una altitud comprendida entre 500 y 1000 km (310 y 620 mi) . La altura de la termopausa varía considerablemente debido a los cambios en la actividad solar. [ 26 ] El paso del terminador solar del amanecer y del atardecer crea perturbaciones de densidad de fondo de hasta un factor de dos a través de esta capa, formando una característica dominante en esta región. [ 33 ] Debido a que la termopausa se encuentra en el límite inferior de la exosfera, también se la conoce como exobase . Superpuesta a la termosfera, entre 50 y 600 kilómetros (31 y 373 mi) sobre la superficie terrestre, se encuentra la ionosfera , una región de mayor densidad de plasma . [ 34 ] [ 35 ]     

La temperatura de la termosfera aumenta gradualmente con la altura y puede llegar a alcanzar los 1500 °C (2700 °F) , aunque las moléculas de gas están tan separadas que su temperatura, en el sentido habitual, no es muy significativa. Este aumento de temperatura se debe a la absorción de la emisión ionizante de rayos UV y X del Sol. [ 35 ] [ 36 ] El aire está tan enrarecido que una molécula individual (de oxígeno , por ejemplo) recorre un promedio de 1 kilómetro (0,62 millas; 3300 pies) entre colisiones con otras moléculas. [ 37 ] Aunque la termosfera tiene una alta proporción de moléculas con alta energía, no se sentiría caliente para un ser humano en contacto directo, porque su densidad es demasiado baja para conducir una cantidad significativa de energía hacia o desde la piel. [ 35 ]    

Esta capa está completamente despejada y libre de vapor de agua. Sin embargo, ocasionalmente se observan fenómenos no hidrometeorológicos como la aurora boreal y la aurora austral en la termosfera a una altitud de alrededor de 100 km (62 mi) . [ 38 ] Los colores de la aurora están relacionados con las propiedades de la atmósfera a la altitud en que se produce. La más común es la aurora verde, que proviene del oxígeno atómico en estado 1S y se produce a altitudes de 120 a 400 km (75 a 250 mi) . [ 39 ] La Estación Espacial Internacional orbita en la termosfera, entre 370 y 460 km (230 y 290 mi) . [ 40 ] Es en esta capa donde se encuentran muchos de los satélites que orbitan la Tierra. [ 32 ]      

Mesosfera

Resplandor residual de la troposfera (naranja), la estratosfera (azul) y la mesosfera (oscuro) donde comienza la entrada atmosférica , dejando estelas de humo, como en este caso de la reentrada de una nave espacial.

La mesosfera es la tercera capa más alta de la atmósfera terrestre, ocupando la región por encima de la estratosfera y por debajo de la termosfera. Se extiende desde la estratopausa a una altitud de aproximadamente 50 km (31 mi) hasta la mesopausa a 80-85 km (50-53 mi) sobre el nivel del mar. [ 35 ] Las temperaturas descienden con el aumento de la altitud hasta la mesopausa , que marca la parte superior de esta capa intermedia de la atmósfera. Es el lugar más frío de la Tierra y tiene una temperatura media de alrededor de -85 °C (-120 °F ; 190 K ) . [ 41 ] [ 42 ] Debido a que la atmósfera absorbe las ondas sonoras a una tasa proporcional al cuadrado de la frecuencia , los sonidos audibles desde el suelo no llegan a la mesosfera. Las ondas infrasónicas pueden alcanzar esta altitud, pero es difícil emitirlas a un nivel de potencia alto. [ 43 ]       

Justo debajo de la mesopausa, el aire es tan frío que incluso el escaso vapor de agua a esta altitud puede condensarse en nubes noctilucentes polares-mesosféricas de partículas de hielo. Estas son las nubes más altas de la atmósfera y pueden ser visibles a simple vista si la luz solar se refleja en ellas una o dos horas después de la puesta del sol o, de forma similar, antes del amanecer. Son más fácilmente visibles cuando el Sol se encuentra entre 4 y 16 grados por debajo del horizonte. [ 44 ]

Las descargas inducidas por rayos, conocidas como eventos luminosos transitorios (ELT), se forman ocasionalmente en la mesosfera por encima de las nubes de tormenta troposféricas . [ 45 ] La mesosfera es también la capa donde la mayoría de los meteoros y satélites se queman al entrar en la atmósfera . [ 35 ] [ 46 ] Está demasiado alta sobre la Tierra para ser accesible a aeronaves a reacción y globos, y demasiado baja para permitir el acceso a naves espaciales orbitales. El acceso a la mesosfera se realiza principalmente mediante cohetes sonda y aeronaves propulsadas por cohetes . [ 47 ]

Estratosfera

En 1960, Joseph Kittinger estableció un récord al lanzarse en paracaídas desde una góndola a 31,3 km (19,4 millas).  

La estratosfera es la segunda capa más baja de la atmósfera terrestre. Se encuentra por encima de la troposfera y está separada de ella por la tropopausa . Esta capa se extiende desde la parte superior de la troposfera, aproximadamente a 12 km (7,5 millas) sobre la superficie terrestre, hasta la estratopausa, a una altitud de entre 50 y 55 km (31 y 34 millas) . [ 23 ] El 99 % de la masa total de la atmósfera se encuentra por debajo de los 30 km (19 millas) , [ 48 ] y la presión atmosférica en la parte superior de la estratosfera es aproximadamente 1/1000 de la presión a nivel del mar . [ 49 ] Contiene la capa de ozono , que es la parte de la atmósfera terrestre que contiene concentraciones relativamente altas de este gas. [ 50 ]      

La estratosfera define una capa en la que las temperaturas aumentan con la altitud. Este aumento de temperatura se debe a la absorción de la radiación ultravioleta (UV) del Sol por la capa de ozono, que restringe la turbulencia y la mezcla. Aunque la temperatura puede ser de −80 °C (−110 °F; 190 K) en la tropopausa, la parte superior de la estratosfera es mucho más cálida y puede estar justo por debajo de 0 °C. [ 51 ] [ 50 ] Esta capa es exclusiva de la Tierra; ni Marte ni Venus tienen estratosfera debido a la baja abundancia de oxígeno en sus atmósferas. [ 52 ]    

El perfil de temperatura estratosférica crea condiciones atmosféricas muy estables, por lo que la estratosfera carece de la turbulencia atmosférica que produce el clima y que es tan frecuente en la troposfera. En consecuencia, la estratosfera está casi completamente libre de nubes y otras formas de clima. [ 50 ] Sin embargo, ocasionalmente se observan nubes estratosféricas polares o nacaradas en la parte inferior de esta capa de la atmósfera, donde el aire es más frío. [ 53 ] La estratosfera es la capa más alta a la que pueden acceder las aeronaves a reacción . [ 54 ]

Troposfera

La Tierra vista desde la órbita, mostrando la luz solar filtrada en un tono rojizo por la troposfera, mientras que las sombras de los diferentes tipos de nubes se proyectan sobre ella . La estratosfera forma una delgada franja de luz solar azul dispersa a lo largo del horizonte.

La troposfera es la capa más baja de la atmósfera terrestre. Se extiende desde la superficie terrestre hasta una altura media de unos 12 km (7,5 millas) , aunque esta altitud varía desde unos 9 km (5,6 millas) en los polos geográficos hasta 17 km (11 millas) en el ecuador , [ 27 ] con cierta variación debida a las condiciones meteorológicas. La troposfera está delimitada superiormente por la tropopausa , un límite marcado en la mayoría de los lugares por una inversión térmica (es decir, una capa de aire relativamente cálido sobre una más fría), y en otros por una zona isotérmica con la altura. [ 55 ] [ 56 ]      

Aunque se producen variaciones, la temperatura generalmente disminuye con el aumento de la altitud en la troposfera porque esta se calienta principalmente mediante la transferencia de energía desde la superficie. Por lo tanto, la parte más baja de la troposfera (es decir, la superficie terrestre) suele ser la sección más cálida. Esto favorece la mezcla vertical (de ahí el origen de su nombre en la palabra griega τρόπος, tropos , que significa "giro"). [ 57 ] La troposfera contiene aproximadamente el 80% de la masa de la atmósfera terrestre. [ 58 ] La troposfera es más densa que todas sus capas suprayacentes porque un mayor peso atmosférico se encuentra sobre ella y provoca una mayor compresión. El cincuenta por ciento de la masa total de la atmósfera se encuentra en los 5,5 km (3,4 millas) inferiores de la troposfera. [ 48 ]  

Casi todo el vapor de agua atmosférico o humedad se encuentra en la troposfera, por lo que es la capa donde tiene lugar la mayor parte del clima terrestre. La capacidad de la atmósfera para retener agua disminuye a medida que baja la temperatura, por lo que el 90% del vapor de agua se encuentra en la parte inferior de la troposfera. [ 59 ] Contiene básicamente todos los tipos de géneros de nubes asociados al clima generados por la circulación activa del viento, aunque las nubes de tormenta cumulonimbus muy altas pueden penetrar la tropopausa desde abajo y ascender a la parte inferior de la estratosfera. [ 60 ] La mayor parte de la actividad de la aviación convencional tiene lugar en la troposfera, y es la única capa accesible para las aeronaves de hélice . [ 54 ] Las estelas de condensación se forman a partir de la emisión de agua de los motores a reacción a altitudes donde la temperatura atmosférica es de aproximadamente −53 °C (−63 °F) ; típicamente alrededor de 7,7 km (4,8 mi) para los motores modernos. [ 61 ]    

Otras capas

Dentro de las cinco capas principales mencionadas anteriormente, que están determinadas en gran medida por la temperatura, se pueden distinguir varias capas secundarias por otras propiedades:

  • La capa de ozono se encuentra dentro de la estratosfera. En esta capa, el ozono alcanza una concentración máxima de 15 partes por millón a una altitud de 32 km (20 mi) , que es mucho mayor que en la atmósfera inferior, pero aún muy pequeña en comparación con los componentes principales de la atmósfera. [ 62 ] Se ubica principalmente en la parte inferior de la estratosfera, desde aproximadamente 15–35 km (9,3–21,7 mi) , [ 5 ] : 260 aunque su espesor varía estacional y geográficamente. Alrededor del 90% del ozono en la atmósfera terrestre se encuentra en la estratosfera. [ 63 ]    
  • La ionosfera es una región de la atmósfera ionizada por la radiación solar. Desempeña un papel importante en las auroras , el resplandor atmosférico y los fenómenos meteorológicos espaciales . [ 64 ] [ 65 ] Durante el día, se extiende de 50 a 1000 km (31 a 621 mi) e incluye la mesosfera, la termosfera y partes de la exosfera. Sin embargo, la ionización en la mesosfera cesa en gran medida durante la noche. [ 66 ] La ionosfera forma el borde interior de la plasmasfera : la magnetosfera interna . [ 67 ] Tiene importancia práctica porque influye, por ejemplo, en la propagación de radio en la Tierra. [ 68 ]  
  • La homosfera y la heterosfera se definen por si los gases atmosféricos están bien mezclados. La homosfera de base superficial incluye la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y la parte más baja de la termosfera, donde la composición química de la atmósfera no depende del peso molecular porque los gases se mezclan por turbulencia. [ 69 ] Esta capa relativamente homogénea termina en la turbopausa que se encuentra a unos 100 km (62 mi; 330 000 ft) , [ 20 ] el borde mismo del espacio como lo acepta el FAI , que la sitúa a unos 20 km (12 mi; 66 000 ft) por encima de la mesopausa.      
Por encima de esta altitud se encuentra la heterosfera, que incluye la exosfera y la mayor parte de la termosfera. Aquí, la composición química varía con la altitud. Esto se debe a que la distancia que las partículas pueden recorrer sin colisionar entre sí es grande en comparación con la magnitud de los movimientos que provocan la mezcla. Esto permite que los gases se estratifiquen por peso molecular, [ 20 ] con los más pesados, como el oxígeno y el nitrógeno, presentes solo cerca de la base de la heterosfera. La parte superior de la heterosfera está compuesta casi en su totalidad por hidrógeno, el elemento más ligero. [ 70 ]
  • La capa límite planetaria es la parte de la troposfera más cercana a la superficie terrestre y se ve directamente afectada por ella, principalmente a través de la difusión turbulenta . Durante el día, la capa límite planetaria suele estar bien mezclada, mientras que por la noche se estratifica de forma estable con una mezcla débil o intermitente. La profundidad de la capa límite planetaria varía desde unos 100 metros (330 pies) en noches claras y tranquilas hasta 1000-1500 m (3300-4900 pies) o más durante la tarde. [ 71 ]   
  • La barosfera es la región de la atmósfera donde se aplica la ley barométrica . Se extiende desde el suelo hasta la termopausa. Por encima de esta altitud, la distribución de velocidades no es maxwelliana debido a que los átomos y moléculas de alta velocidad pueden escapar de la atmósfera. [ 72 ]
  • La capa de sodio esporádica es un nivel intermitente de átomos neutros de sodio , que generalmente se encuentra dentro de un rango de altitud de 80 a 105 km (50 a 65 millas) sobre el nivel del mar y tiene una profundidad de aproximadamente 5 km (3,1 millas) . [ 73 ]    

La temperatura media de la atmósfera en la superficie terrestre es de 14 °C (57 °F; 287 K) [ 74 ] o 15 °C (59 °F; 288 K) [ 75 ] dependiendo de la referencia. [ 76 ] [ 77 ] [ 78 ]      

Propiedades físicas

Comparación del gráfico de la Atmósfera Estándar de EE. UU. de 1962 de altitud geométrica frente a la densidad del aire , la presión , la velocidad del sonido y la temperatura con altitudes aproximadas de varios objetos. [ 79 ]

Presión y espesor

La presión atmosférica media a nivel del mar se define por la Atmósfera Estándar Internacional como 101325 pascales (760,00 Torr ; 14,6959 psi ; 760,00 mmHg ) . [ 5 ] : 257 A veces se la denomina unidad de atmósferas estándar (atm) . La masa atmosférica total es de 5,1480 × 10 18 kg (1,13494 × 10 19 lb) , [ 80 ] aproximadamente un 2,5 % menos de lo que se inferiría de la presión media a nivel del mar y la superficie de la Tierra de 51007,2 mega hectáreas , [ 5 ] : 240 esta porción desplazada por el terreno montañoso de la Tierra. La presión atmosférica es el peso total del aire sobre la unidad de área en el punto donde se mide la presión. Por lo tanto, la presión del aire varía con la ubicación y el clima .     

La presión atmosférica disminuye exponencialmente con la altitud a una tasa que depende de la temperatura del aire. La tasa de disminución está determinada por un parámetro dependiente de la temperatura llamado altura de escala : por cada aumento de altitud en esta altura, la presión disminuye en un factor de e (la base de los logaritmos naturales , aproximadamente 2,718). Para la Tierra, este valor suele serDe 5,5 a 6  km para altitudes de hasta unos 80 km (50 millas) . [ 81 ] Sin embargo, la atmósfera se modela con mayor precisión mediante una ecuación personalizada para cada capa que tiene en cuenta los gradientes de temperatura, composición molecular, radiación solar y gravedad. A alturas superiores a 100 km, la atmósfera no está bien mezclada, por lo que cada especie química tiene su propia altura de escala. A altitudes de   De 200 a 300  km , la altura de escala combinada es20 a 30  km . [ 81 ]

La masa de la atmósfera terrestre se distribuye aproximadamente de la siguiente manera: [ 82 ]

  • El 50% está por debajo de 5,6 km (18.000 pies)  
  • El 90% está por debajo de los 16 km (52.000 pies).  
  • El 99,99997% se encuentra por debajo de los 100 km (62 millas; 330.000 pies) , la línea de Kármán . Según la convención internacional, esto marca el comienzo del espacio donde los viajeros humanos son considerados astronautas .   

En comparación, la cima del Monte Everest está a 8.848 m (29.029 pies) ; los aviones comerciales suelen volar entre 9 y 12 km (30.000 y 38.000 pies) , [ 83 ] donde la menor densidad y temperatura del aire mejoran la economía de combustible; los globos meteorológicos alcanzan unos 35 km (115.000 pies) ; [ 84 ] y el vuelo más alto del X-15 en 1963 alcanzó los 108,0 km (354.300 pies) .        

Incluso por encima de la línea de Kármán, todavía ocurren efectos atmosféricos significativos como las auroras . [ 38 ] Los meteoros comienzan a brillar en esta región, [ 35 ] aunque los más grandes pueden no quemarse hasta que penetran más profundamente. Las diversas capas de la ionosfera terrestre , importantes para la propagación de radio HF , comienzan por debajo de los 100  km y se extienden más allá de los 500  km. En comparación, la Estación Espacial Internacional normalmente orbita a 370–460  km, [ 40 ] dentro de la capa F de la ionosfera, [ 5 ] : 271 donde encuentran suficiente arrastre atmosférico como para requerir reimpulsos cada pocos meses, de lo contrario ocurrirá una desintegración orbital , lo que resultará en un regreso a la Tierra. [ 40 ] Dependiendo de la actividad solar, los satélites pueden experimentar un arrastre atmosférico notable a altitudes tan altas como 600–800  km. [ 85 ]

Temperatura

Cambio de temperatura según la altitud

A partir del nivel del mar, la temperatura disminuye con la altitud hasta alcanzar la estratosfera , a unos 11  km. Por encima de esta altitud, la temperatura se estabiliza en una amplia zona vertical. A partir de los 20  km, la temperatura aumenta con la altura debido al calentamiento dentro de la capa de ozono, causado por la absorción de una cantidad significativa de radiación ultravioleta del Sol por el oxígeno molecular y el ozono en esta región. Una segunda región de aumento de temperatura con la altitud se produce a altitudes muy elevadas, en la termosfera, por encima de los 90  km. [ 35 ]

Durante la noche, el suelo irradia más energía de la que recibe de la atmósfera. A medida que la energía se conduce desde la atmósfera cercana hacia el suelo más frío, se crea una inversión térmica donde la temperatura local aumenta con la altitud hasta aproximadamente 1000  m. [ 86 ]

Velocidad del sonido

Debido a que en un gas ideal de composición constante la velocidad del sonido depende solo de la temperatura y no de la presión o la densidad, la velocidad del sonido en la atmósfera con la altitud adopta la forma de un perfil de temperatura complejo (véase la ilustración de la derecha) y no refleja los cambios altitudinales de densidad o presión. [ 87 ] Por ejemplo, a nivel del mar la velocidad del sonido es de 340  m/s. A la temperatura media de la estratosfera, −60  °C, la velocidad del sonido disminuye a 290  m/s. [ 88 ]

Densidad y masa

Temperatura y densidad de masa en función de la altitud según el modelo atmosférico estándar NRLMSISE-00 (las ocho líneas punteadas en cada "década" se encuentran en los ocho cubos 8, 27, 64, ..., 729).

La densidad del aire a nivel del mar es de aproximadamente 1,29  kg/m³ ( 1,29  g/L, 0,00129 g/cm³ ) . [ 5 ] : 257 La densidad no se mide directamente, sino que se calcula a partir de mediciones de temperatura, presión y humedad utilizando la ecuación de estado del aire (una forma de la ley de los gases ideales ). La densidad atmosférica disminuye a medida que aumenta la altitud. Esta variación puede modelarse aproximadamente utilizando la fórmula barométrica . [ 89 ] Se utilizan modelos más sofisticados para predecir la desintegración orbital de los satélites. [ 90 ]

La masa promedio de la atmósfera es de aproximadamente 5 cuatrillones (5 × 1015 ) toneladas o 1/1.200.000 de la masa de la Tierra. Según el Centro Nacional Estadounidense para la Investigación Atmosférica , "La masa media total de la atmósfera es 5,1480 × 1018  kg con un rango anual debido al vapor de agua de 1,2 o 1,5 × 1015  kg, dependiendo de si se utilizan datos de presión superficial o de vapor de agua; algo menor que la estimación anterior. La masa media de vapor de agua se estima en 1,27 × 1016  kg y la masa de aire seco como 5,1352 ±0,0003 × 1018  kg." [ 91 ]

Propiedades ópticas

La absorción, emisión y reflexión relativas de la radiación solar por la atmósfera, las nubes y la superficie.

La radiación solar (o luz solar) es la energía que la Tierra recibe del Sol . La Tierra también emite radiación de vuelta al espacio, pero en longitudes de onda más largas que los humanos no pueden ver. A medida que la energía se propaga a través de la atmósfera, se ve afectada por el proceso de transferencia radiativa . Es decir, parte de la radiación entrante y emitida está sujeta a absorción , emisión y dispersión por la atmósfera. Otra porción de la energía incidente se refleja, [ 92 ] [ 93 ] siendo el polvo y las nubes los dos reflectores atmosféricos más importantes. Dependiendo de las propiedades del aerosol , las nubes pueden reflejar hasta el 70% de la radiación incidente. A nivel global, las nubes reflejan el 20% de la energía entrante, contribuyendo con dos tercios del albedo total del planeta . [ 94 ] En mayo de 2017, se descubrió que destellos de luz, vistos como centelleos desde un satélite en órbita a un millón de millas de distancia, eran luz reflejada por cristales de hielo en la troposfera. [ 95 ] [ 96 ]

Dispersión

Cuando la luz atraviesa la atmósfera terrestre, los fotones interactúan con ella mediante la dispersión . Si la luz no interactúa con la atmósfera, se denomina radiación directa y es la que se ve al mirar directamente al Sol. La radiación indirecta es la luz que se ha dispersado en la atmósfera. Por ejemplo, en un día nublado , cuando un observador no puede ver su sombra, no se produce radiación directa, ya que las nubes dispersan por igual todas las ondas de luz solar. Otro ejemplo es el fenómeno de la dispersión de Rayleigh , donde las longitudes de onda más cortas (azules) se dispersan a través de las partículas de aire de la atmósfera con mayor facilidad que las longitudes de onda más largas (rojas). Por eso el cielo se ve azul; está compuesto de luz solar azul dispersa. La dispersión de Rayleigh también hace que los atardeceres y amaneceres se vean rojos. Debido a que el Sol está cerca del horizonte, sus rayos atraviesan más atmósfera de lo normal antes de llegar al ojo del observador. Gran parte de la luz azul se ha dispersado, dejando la luz roja en un atardecer. [ 97 ]

Absorción

Gráfico aproximado de la transmitancia (u opacidad) atmosférica de la Tierra a varias longitudes de onda de radiación electromagnética, incluida la luz visible.

Las distintas moléculas absorben distintas longitudes de onda de radiación. Por ejemplo, el O₂ y el O₃ absorben casi toda la radiación con longitudes de onda inferiores a 300 nanómetros . [ 98 ] El agua (H₂O ) absorbe en muchas longitudes de onda superiores a 700  nm. [ 99 ] Cuando una molécula absorbe un fotón, aumenta su energía. Esto calienta la atmósfera, pero esta también se enfría emitiendo radiación, como se explica más adelante. En espectroscopia astronómica , la absorción de frecuencias específicas por la atmósfera se denomina contaminación telúrica . [ 100 ]

Los espectros de absorción combinados de los gases en la atmósfera dejan "ventanas" de baja opacidad , permitiendo la transmisión de solo ciertas bandas de luz. La ventana óptica se extiende desde aproximadamente 300  nm ( ultravioleta C) hasta el rango que los humanos podemos ver, el espectro visible (comúnmente llamado luz), a unos 400-700  nm, y continúa hasta el infrarrojo , alrededor de 1100  nm. También existen ventanas infrarrojas y de radio que transmiten algunas ondas infrarrojas y de radio de longitudes de onda más largas. Por ejemplo, la ventana de radio abarca desde aproximadamente un centímetro hasta aproximadamente once metros de longitud de onda. [ 101 ]

Emisión

La emisión es lo opuesto a la absorción; se produce cuando un objeto emite radiación. Los objetos tienden a emitir cantidades y longitudes de onda de radiación que dependen de sus curvas de emisión de " cuerpo negro ". Por lo tanto, los objetos más calientes tienden a emitir más radiación, con longitudes de onda más cortas . Los objetos más fríos emiten menos radiación, con longitudes de onda más largas. Por ejemplo, el Sol tiene una temperatura aproximada de 6000 K (5730 °C ; 10340 °F ) , su radiación alcanza su máximo cerca de los 500 nm y es visible para el ojo humano. La Tierra tiene una temperatura aproximada de 290 K (17 °C; 62 °F) , por lo que su radiación alcanza su máximo cerca de los 10000 nm y es demasiado larga para ser visible para los humanos. [ 102 ]        

Debido a su temperatura, la atmósfera emite radiación infrarroja. Por ejemplo, en noches despejadas, la superficie terrestre se enfría más rápido que en noches nubladas. Esto se debe a que las nubes (H₂O ) absorben y emiten fuertemente radiación infrarroja. [ 103 ] Esta es también la razón por la que hace más frío por la noche en altitudes elevadas.

El efecto invernadero está directamente relacionado con este efecto de absorción y emisión. Algunos gases en la atmósfera absorben y emiten radiación infrarroja, pero no interactúan de esta manera con la luz solar en el espectro visible. Ejemplos comunes de estos son el CO₂ y el H₂O . [ 104 ] Sin gases de efecto invernadero en la atmósfera, la temperatura promedio de la superficie terrestre sería de -18 °C (0 °F) , en lugar de la actual temperatura promedio confortable de 15 °C (59 °F) . [ 105 ]    

Índice de refracción

Efecto distorsionador de la refracción atmosférica sobre la forma del sol en el horizonte.

El índice de refracción del aire es cercano a 1, pero ligeramente mayor. [ 106 ] Las variaciones sistemáticas en el índice de refracción pueden provocar la desviación de los rayos de luz a lo largo de trayectorias ópticas extensas. Un ejemplo es que, en ciertas circunstancias, los observadores a bordo de barcos pueden ver otras embarcaciones justo más allá del horizonte porque la luz se refracta en la misma dirección que la curvatura de la superficie terrestre. [ 107 ]

El índice de refracción del aire depende de la temperatura, [ 108 ] dando lugar a efectos de refracción cuando el gradiente de temperatura es grande. Un ejemplo de tales efectos es el espejismo . [ 109 ]

Circulación

Una visión idealizada de tres pares de células circulantes grandes.

La circulación atmosférica es el movimiento a gran escala del aire a través de la troposfera y el medio (junto con la circulación oceánica ) por el cual el calor se distribuye alrededor de la Tierra. La estructura a gran escala de la circulación atmosférica varía de un año a otro, pero la estructura básica permanece bastante constante, ya que está determinada por la velocidad de rotación de la Tierra y la diferencia en la radiación solar entre el ecuador y los polos. La inclinación axial del planeta implica que la ubicación del calor máximo cambia continuamente, lo que da lugar a variaciones estacionales . La distribución desigual de la tierra y el agua fragmenta aún más el flujo de aire. [ 110 ]

El flujo de aire alrededor del planeta se divide en tres celdas de convección principales según la latitud. Alrededor del ecuador, la celda de Hadley es impulsada por el flujo ascendente de aire a lo largo del ecuador . En la atmósfera superior, este aire fluye hacia los polos. En latitudes medias, esta circulación se invierte, con el aire del suelo fluyendo hacia los polos con la celda de Ferrel . Finalmente, en las altas latitudes se encuentra la celda polar , donde el aire nuevamente asciende y fluye hacia los polos. [ 110 ]

La interfaz entre estas células es responsable de las corrientes en chorro . Estas son bandas estrechas y rápidas que fluyen de oeste a este y generalmente se forman a una elevación de alrededor de 9100 m (30 000 pies) . Las corrientes en chorro pueden cambiar de dirección según las condiciones. Son más fuertes en invierno, cuando los límites entre el aire caliente y el frío son más pronunciados. [ 111 ] En las latitudes medias, son las inestabilidades en las corrientes en chorro las responsables de los sistemas meteorológicos en movimiento . [ 112 ]  

Al igual que los océanos , la atmósfera terrestre está sujeta a olas y fuerzas de marea. Estas se originan por el calentamiento no uniforme del Sol y por el ciclo solar diario , respectivamente. El comportamiento ondulatorio puede ocurrir en diversas escalas, desde pequeñas ondas de gravedad que transfieren momento a las capas atmosféricas superiores, hasta ondas planetarias mucho mayores , u ondas de Rossby . Las mareas atmosféricas son oscilaciones periódicas de la troposfera y la estratosfera que transportan energía a la atmósfera superior. [ 113 ]

Evolución de la atmósfera terrestre

Atmósfera más temprana

La primera atmósfera, durante el eón Hádico de la Tierra primitiva , consistía en gases de la nebulosa solar , principalmente hidrógeno , y probablemente hidruros simples como los que ahora se encuentran en los gigantes gaseosos ( Júpiter y Saturno ), en particular vapor de agua , metano y amoníaco . Durante esta era temprana, la colisión que formó la Luna y numerosos impactos con grandes meteoritos calentaron la atmósfera, expulsando los gases más volátiles. La colisión con Theia , en particular, fundió y expulsó grandes porciones del manto y la corteza terrestres y liberó cantidades significativas de vapor que finalmente se enfrió y condensó para contribuir al agua de los océanos al final del Hádico. [ 114 ] : 10

Segundo ambiente

La creciente solidificación de la corteza terrestre al final del Hádico bloqueó la mayor parte de la transferencia de calor por advección a la superficie, lo que provocó el enfriamiento de la atmósfera, condensando la mayor parte del vapor de agua del aire y precipitando en un superocéano . La posterior desgasificación por vulcanismo , complementada por los gases introducidos por enormes asteroides durante el Bombardeo Intenso Tardío , creó la atmósfera Arcaica subsiguiente, que consistía principalmente en nitrógeno , dióxido de carbono , metano y gases inertes . [ 114 ] Una parte importante de las emisiones de dióxido de carbono se disolvió en agua y reaccionó con metales como el calcio y el magnesio durante la meteorización de las rocas de la corteza para formar carbonatos que se depositaron como sedimentos . Se han encontrado sedimentos relacionados con el agua que datan de hace 3.800 millones de años. [ 115 ]

Hace aproximadamente 3400 millones de años, el nitrógeno constituía el componente principal de la entonces estable «segunda atmósfera». La influencia de la evolución de la vida debe tenerse en cuenta desde una etapa temprana de la historia atmosférica, ya que los primeros indicios de formas de vida aparecieron hace 3500 millones de años. [ 116 ] El hecho de que la Tierra en aquel entonces mantuviera un clima lo suficientemente cálido para el agua líquida y la vida, si el Sol primitivo emitía un 30 % menos de radiación solar que la actual, es un enigma conocido como la « paradoja del Sol joven y débil ». [ 117 ]

Sin embargo, el registro geológico muestra una superficie relativamente cálida continua durante todo el registro de temperaturas tempranas de la Tierra, con la excepción de una fase glacial fría hace unos 2400 millones de años. A finales del Neoarcaico , comenzó a desarrollarse una atmósfera que contenía oxígeno, aparentemente debido a mil millones de años de fotosíntesis de cianobacterias (conocida como el Gran Evento de Oxigenación ), [ 118 ] que se han encontrado como fósiles de estromatolitos de hace 2700 millones de años. La isotopía básica temprana del carbono ( proporciones de la relación isotópica ) sugiere fuertemente condiciones similares a las actuales, y que las características fundamentales del ciclo del carbono se establecieron hace ya 4000 millones de años. [ 119 ]

Los sedimentos antiguos de Gabón, que datan de entre 2150 y 2080 millones de años atrás, proporcionan un registro de la evolución dinámica de la oxigenación de la Tierra. Es probable que estas fluctuaciones en la oxigenación hayan sido impulsadas por la excursión de isótopos de carbono de Lomagundi-Jatuli . [ 120 ]

Tercera atmósfera

La constante reorganización de los continentes por la tectónica de placas influye en la evolución a largo plazo de la atmósfera al transferir dióxido de carbono hacia y desde grandes depósitos continentales de carbonato . El oxígeno libre no existió en la atmósfera hasta hace unos 2400 millones de años durante el Gran Evento de Oxigenación [ 121 ] , y su aparición está indicada por el fin de las formaciones de hierro bandeado (lo que señala el agotamiento de los sustratos que pueden reaccionar con el oxígeno para producir depósitos férricos ) durante el eón proterozoico temprano. [ 122 ]

Antes de este tiempo, cualquier oxígeno producido por la fotosíntesis de las cianobacterias se eliminaba fácilmente mediante la oxidación de sustancias reductoras en la superficie terrestre, especialmente hierro ferroso , azufre y metano atmosférico . Las moléculas de oxígeno libre no comenzaron a acumularse en la atmósfera hasta que la tasa de producción de oxígeno empezó a superar la disponibilidad de materiales reductores que lo eliminaban. Este punto marca un cambio de una atmósfera reductora a una atmósfera oxidante . [ 123 ] El O 2 mostró variaciones importantes durante el Proterozoico, incluyendo un período de euxinia de mil millones de años , hasta alcanzar un estado estacionario de más del 15% al ​​final del Precámbrico . [ 124 ]

El surgimiento de los fotoautótrofos eucariotas más robustos ( algas verdes y rojas ) inyectó mayor oxigenación en el aire, especialmente después del final de la glaciación global del Criogénico , que fue seguida por un evento de radiación evolutiva durante el período Ediacárico conocido como la explosión de Avalon , donde proliferaron por primera vez formas de vida metazoarias complejas (incluidos los primeros cnidarios , placozoos y bilaterales ). El siguiente lapso de tiempo desde hace 539 millones de años hasta la actualidad es el eón Fanerozoico , durante cuyo período más temprano, el Cámbrico , la vida metazoaria con mayor movilidad comenzó a aparecer y diversificarse rápidamente en otro evento de radiación llamado la explosión cámbrica , cuyo metabolismo locomotor fue impulsado por el aumento del nivel de oxígeno. [ 125 ]

Contenido de oxígeno de la atmósfera durante los últimos mil millones de años, mostrando el evento de oxigenación del Neoproterozoico [ 126 ] [ 127 ] [ 128 ]

La cantidad de oxígeno en la atmósfera ha fluctuado durante los últimos 600 millones de años, alcanzando un pico de aproximadamente el 35% hace unos 280 millones de años durante el período Carbonífero , significativamente superior al 21% actual. [ 128 ] Dos procesos principales rigen los cambios en la atmósfera: la evolución de las plantas y su creciente papel en la fijación de carbono , y el consumo de oxígeno por la fauna animal en rápida diversificación y también por las plantas para la fotorrespiración y sus propias necesidades metabólicas durante la noche. La descomposición de la pirita y las erupciones volcánicas liberan azufre a la atmósfera, que reacciona y, por lo tanto, reduce el oxígeno en la atmósfera. [ 129 ] Sin embargo, las erupciones volcánicas también liberan dióxido de carbono, [ 130 ] que puede alimentar la fotosíntesis oxigénica de las plantas terrestres y acuáticas . La causa de la variación de la cantidad de oxígeno en la atmósfera no se comprende con precisión. Los períodos con más oxígeno en la atmósfera a menudo se asociaron con un desarrollo más rápido de los animales. [ 121 ]

contaminación del aire

La animación muestra la acumulación de CO₂ troposférico en el hemisferio norte , con un máximo alrededor de mayo. El máximo del ciclo de vegetación se produce a finales del verano. Tras el pico de vegetación, se observa la disminución del CO₂ atmosférico debido a la fotosíntesis, especialmente sobre los bosques boreales .

La contaminación atmosférica es la introducción de sustancias químicas , partículas o materiales biológicos en suspensión en el aire que causan daño o malestar a los organismos. [ 131 ] El crecimiento demográfico , la industrialización y la motorización de las sociedades humanas han aumentado significativamente la cantidad de contaminantes atmosféricos en la atmósfera terrestre, causando problemas notables como el esmog , la lluvia ácida y las enfermedades relacionadas con la contaminación . El agotamiento de la capa de ozono estratosférico , que protege la superficie de las radiaciones ultravioleta ionizantes dañinas , también es causado por la contaminación atmosférica, principalmente por clorofluorocarbonos y otras sustancias que agotan la capa de ozono. [ 132 ]

Desde 1750, la actividad humana, especialmente después de la Revolución Industrial , ha aumentado las concentraciones de varios gases de efecto invernadero , principalmente dióxido de carbono, metano y óxido nitroso . Las emisiones de gases de efecto invernadero , junto con la deforestación y la destrucción de humedales por la tala y el desarrollo de tierras , han causado un aumento observado en las temperaturas globales , siendo las temperaturas superficiales promedio globales de1,1  °C más alto en la década 2011-2020 que en 1850. [ 133 ] Esto ha generado preocupación por el cambio climático antropogénico , que puede tener impactos ambientales significativos como el aumento del nivel del mar , la acidificación de los océanos , el retroceso de los glaciares (que amenaza la seguridad hídrica ), el aumento de los fenómenos meteorológicos extremos y los incendios forestales , el colapso ecológico y la muerte masiva de la vida silvestre . [ 134 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ "Puerta de entrada a las fotos de la Tierra tomadas por astronautas" . NASA . Consultado el 29 de enero de 2018 .
  2. ↑ Lide, David R., ed. (28 de mayo de 1996). Manual de Química y Física (77.ª ed.). Boca Raton, FL: CRC Press. págs. 14–17 . ISBN   978-0-8493-0477-4.
  3. ↑ "¿Qué es... la atmósfera terrestre? - NASA" . 13 de mayo de 2024. Consultado el 18 de junio de 2024 .
  4. ↑ Vázquez, M.; Hanslmeier, A. (2006). «Introducción histórica» . Radiación ultravioleta en el sistema solar . Biblioteca de astrofísica y ciencias espaciales. Vol. 331. Springer Science & Business Media. pág. 17. Bibcode : 2005ASSL..331.....V . doi : 10.1007/1-4020-3730-9_1 . ISBN   978-1-4020-3730-6.
  5. 1 2 3 4 5 6 7 8 Cox, Arthur N., ed. (2002). "11. Tierra". Allen's Astrophysical Quantities (4.ª ed.). Nueva York, NY: Springer New York. doi : 10.1007/978-1-4612-1186-0 . ISBN  978-1-4612-7037-9.
  6. 1 2 "Tendencias del dióxido de carbono atmosférico" , Red de Referencia Global de Gases de Efecto Invernadero, NOAA , 2019 , consultado el 31 de mayo de 2019
  7. 1 2 "Tendencias del metano atmosférico" , Red de Referencia Global de Gases de Efecto Invernadero, NOAA , 2019 , consultado el 31 de mayo de 2019
  8. 1 2 Wallace, John M.; Hobbs, Peter V. (2006). «Capítulo 1. Introducción y panorama general». Ciencia atmosférica: Un estudio introductorio (PDF) (Segunda edición). Elsevier. págs. 1–21 . ISBN   978-0-12-732951-2. Archivado del original (PDF) el 28-07-2018 . Recuperado el 28-07-2018 .
  9. ↑ "Gases traza" . Enciclopedia del medio ambiente atmosférico . Archivado del original el 9 de octubre de 2010. Consultado el 16 de octubre de 2010 .
  10. ↑ Graedel, TE; et al. (2012). Compuestos químicos atmosféricos: fuentes, ocurrencia y bioensayo . Elsevier. pp. v– ix. ISBN   978-0-08-091842-6.
  11. 1 2 Colbeck, Ian; Lazaridis, Mihalis (febrero de 2010). "Aerosoles y contaminación ambiental". Naturwissenschaften . 97 (2): 117– 131. Bibcode : 2010NW.....97..117C . doi : 10.1007/s00114-009-0594-x . PMID 19727639 . 
  12. ↑ Wang, Hao; et al. (2017). "Aerosoles de cloruro mixtos y sus implicaciones atmosféricas: una revisión". Aerosol and Air Quality Research . 17 (4). Taiwan Association for Aerosol Research: 878– 887. Bibcode : 2017AAQR...17..878W . doi : 10.4209/aaqr.2016.09.0383 . hdl : 10397/103030 . 
  13. ↑ Faust, JA (22 de febrero de 2023). "PFAS en partículas de aerosol atmosférico: una revisión". Environmental Science: Processes & Impacts . 25 (2): 133– 150. doi : 10.1039/d2em00002d . PMID 35416231 . 
  14. ↑ Pacyna, Jozef M.; et al. (octubre de 2016). "Niveles actuales y futuros de contaminación atmosférica por mercurio a escala global" . Atmospheric Chemistry and Physics . 16 (19): 12495– 12511. Bibcode : 2016ACP....1612495P . doi : 10.5194/acp-16-12495-2016 . hdl : 11250/2452800 . 
  15. ↑ Kumar, Manoj; Francisco, Joseph S. (enero de 2017). "Mecanismo de formación de aerosoles de azufre elemental" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias . 114 (5): 864– 869. Bibcode : 2017PNAS..114..864K . doi : 10.1073/pnas.1620870114 . PMC 5293086. PMID 28096368 .  
  16. ↑ STFC, Laboratorio Rutherford Appleton. "MSISE-90 (Espectrómetro de masas - Dispersión incoherente) Modelo de la atmósfera superior" . www.ukssdc.ac.uk . Consultado el 4 de marzo de 2026 .
  17. ↑ Jacob, Daniel J. (1999). Introducción a la química atmosférica (Edición en línea ). Princeton, NJ: Princeton University Press. ISBN  978-1-4008-4154-7.
  18. ↑ Möller, Detlev (2003). Luft: Chemie, Physik, Biologie, Reinhaltung, Recht . Walter de Gruyter. pag. 173.ISBN​  3-11-016431-0.
  19. ^ Çengel, Yunus (2013). Termodinamica e trasmissione del calore (4ª ed.). Educación McGraw-Hill. ISBN  978-88-386-6511-0.
  20. 1 2 3 Schlatter, Thomas W. (2009). "Composición atmosférica y estructura vertical" . Impacto ambiental y manufactura . Vol. 6. págs. 1– 54. Recuperado el 20 de julio de 2025 .  Véase la página 6.
  21. ↑ Brekke, Asgeir (2013). Física de la atmósfera polar superior . Springer Atmospheric Sciences. Berlín, Heidelberg: Springer Berlin Heidelberg. doi : 10.1007/978-3-642-27401-5 . ISBN 978-3-642-27400-8.
  22. 1 2 Champion, KSW; et al. (1985). "Atmósferas estándar y de referencia". En Jursa, Adolf S. (ed.). Manual de geofísica y el entorno espacial (PDF) . Biblioteca de Geofísica de la Fuerza Aérea . Recuperado el 20 de julio de 2025 . 
  23. 1 2 Buis, Alan (22 de octubre de 2024). "La atmósfera de la Tierra: un pastel de múltiples capas" . NASA . Recuperado el 21 de julio de 2025 .
  24. ↑ Zell, Holly (2 de marzo de 2015). "La atmósfera superior de la Tierra" . NASA . Consultado el 20 de febrero de 2017 .
  25. ↑ "Exosfera - descripción general" . University Corporation for Atmospheric Research. 2011. Archivado del original el 17 de mayo de 2017. Recuperado el 19 de abril de 2015 .
  26. 1 2 Russell, Randy (2008). "La termosfera" . Asociación Nacional de Profesores de Ciencias de la Tierra (NESTA) . Recuperado el 18 de octubre de 2013 .
  27. 1 2 Geerts, B.; Linacre, E. (noviembre de 1997). "La altura de la tropopausa" . Departamento de Ciencias Atmosféricas, Universidad de Wyoming. Archivado del original el 22 de febrero de 2001. Recuperado el 18 de abril de 2012 .
  28. 1 2 3 "Exosfera - descripción general" . University Corporation for Atmospheric Research. 2011. Archivado del original el 17 de mayo de 2017. Recuperado el 19 de abril de 2015 .
  29. ↑ "Capas atmosféricas de la Tierra" . NASA. 22 de enero de 2013.
  30. ↑ Singh, Vir (2020). Fisiología vegetal ambiental: Estrategias botánicas para un planeta climáticamente inteligente . CRC Press. ISBN 978-1-000-02486-9.
  31. ↑ Catling, David C. ; Zahnle, Kevin J. (mayo de 2009). "La fuga de aire planetaria" . Scientific American . 300 (5): 36– 43. Bibcode : 2009SciAm.300e..36C . doi : 10.1038/scientificamerican0509-36 (inactivo el 4 de marzo de 2026). PMID 19438047 . {{cite journal}}: CS1 maint: DOI inactivo desde marzo de 2026 ( enlace )
  32. 1 2 Liou, J.-C.; Johnson, NL (2008). "Inestabilidad de las poblaciones actuales de satélites LEO". Advances in Space Research . 41 (7): 1046– 1053. Bibcode : 2008AdSpR..41.1046L . doi : 10.1016/j.asr.2007.04.081 . hdl : 2060/20060024585 .
  33. ↑ Fitzpatrick, DJ; et al. (16 de junio de 2025). "Ondas del terminador solar reveladas como características dominantes de la densidad de la termosfera superior" . Geophysical Research Letters . 52 (11) e2025GL115612: 1. Bibcode : 2025GeoRL..5215612F . doi : 10.1029/2025GL115612 . 
  34. ↑ Blaunstein, Nathan; Plohotniuc, Eugeniu (13 de mayo de 2008). Ionosfera y aspectos aplicados de la radiocomunicación y el radar . CRC Press. pág. 1. ISBN  978-1-4200-5517-7.
  35. 1 2 3 4 5 6 7 "Capas de la atmósfera" . Administración Nacional Oceánica y Atmosférica. 20 de agosto de 2024. Recuperado el 21 de julio de 2025 .
  36. ↑ Flock, Warren L. (1987). Efectos de la propagación en sistemas satelitales a frecuencias inferiores a 10 GHz: un manual para el diseño de sistemas satelitales . Publicación de referencia de la NASA. Vol. 1108 (2.ª ed.). Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio. págs. 1-19 a 1-22.   
  37. ↑ Ahrens, C. Donald (2005). Fundamentos de meteorología (4.ª ed.). Thomson Brooks/Cole. ISBN  978-0-534-40679-0.
  38. 1 2 Lodders, Katharina; Fegley, Jr, Bruce (2015). Química del Sistema Solar . Royal Society of Chemistry. ISBN 978-1-78262-601-5.
  39. ↑ "Tutorial sobre auroras" . Centro de Predicción del Clima Espacial, NOAA . Consultado el 26 de julio de 2025 .
  40. 1 2 3 "Estación Espacial Internacional" . NASA. 23 de mayo de 2023. Recuperado el 23 de julio de 2025 .
  41. ↑ States, Robert J.; Gardner, Chester S. (enero de 2000). "Estructura térmica de la región de la mesopausa (80–105 km) a 40°N de latitud. Parte I: Variaciones estacionales" . Journal of the Atmospheric Sciences . 57 (1): 66–77 . Bibcode : 2000JAtS...57...66S . doi : 10.1175/1520-0469(2000)057 < 0066:TSOTMR > 2.0.CO ; 2 .
  42. ↑ Buchdahl, Joe. «Programa de Información sobre la Atmósfera, el Clima y el Medio Ambiente» . Enciclopedia del Medio Ambiente Atmosférico . Departamento de Medio Ambiente, Alimentación y Asuntos Rurales. Archivado del original el 1 de julio de 2010. Consultado el 18 de abril de 2012 .
  43. ↑ Yang, Xunren (2016). «Segunda parte. Teledetección acústica para la atmósfera superior». Atmospheric Acoustics . págs. 297–308 . doi : 10.1515/9783110311532-012 . ISBN  978-3-11-031153-2.
  44. ↑ Gadsden, Michael; Parvianinen, Pekka (2006). "Observación de nubes noctilucentes" . Asociación Internacional de Geomagnetismo y Aeronomía . Recuperado el 21 de julio de 2025 .
  45. ↑ Sato, M.; et al. (mayo de 2015). "Descripción general y primeros resultados de la misión de mediciones globales de rayos y sprites". Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 120 (9): 3822– 3851. Bibcode : 2015JGRD..120.3822S . doi : 10.1002/2014JD022428 . 
  46. ↑ Karahan, B.; et al. (abril de 2025). Lemmens, S.; et al. (eds.). Análisis estadístico de las incertidumbres de la reentrada destructiva de satélites (PDF) . Actas de la 9.ª Conferencia Europea sobre Basura Espacial, Bonn, Alemania, 1-4 de abril de 2025. Oficina de Basura Espacial de la ESA . Consultado el 22 de julio de 2025 .  
  47. ↑ Heatwole, Scott E. (septiembre de 2024). "Uso actual de cohetes sonda para estudiar la atmósfera superior" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias . 121 ( 40) e2413285121. id. e2413285121. Bibcode : 2024PNAS..12113285H . doi : 10.1073/pnas.2413285121 . PMC 11459162. PMID 39302994 .  
  48. 1 2 Holloway, Ann M.; Wayne, Richard P. (2015). Química atmosférica . Royal Society of Chemistry. ISBN 978-1-78262-593-3.
  49. ↑ Schmunk, Robert B. (3 de abril de 2025). "Introducción a las nubes" . NASA . Recuperado el 22 de julio de 2025 .
  50. ^ Saha , Pijushkanti (2012) . Climatología moderna . Editores aliados. pag. 21.ISBN​  978-81-8424-756-5.
  51. ↑ Journal of the Atmospheric Sciences (1993). "estratopausa" . Archivado del original el 19 de octubre de 2013. Consultado el 18 de octubre de 2013 .
  52. ↑ de Pater, Imke; Lissauer, Jack J. (2015). Ciencias planetarias (2.ª ed.). Cambridge University Press. pp. 81–82 . ISBN   978-1-316-19569-7.
  53. ↑ Salby, Murry L. (1996). Fundamentos de física atmosférica . Geofísica internacional. Vol. 61. Elsevier. págs. 283–285 . ISBN   978-0-08-053215-8.
  54. 1 2 Filippone, Antonio (2012). Rendimiento avanzado de vuelo de aeronaves . Serie aeroespacial de Cambridge. Vol. 34. Cambridge University Press. ISBN  978-1-107-02400-7.
  55. ↑ Barry, RG; Chorley, RJ (1971). Atmósfera, tiempo y clima . Londres: Menthuen & Co Ltd. pág . 65. ISBN  978-0-416-07940-1.
  56. ↑ Tyson, PD; Preston-Whyte, RA (2000). El tiempo y el clima del sur de África (2.ª ed.). Oxford: Oxford University Press . pág. 4. ISBN   0-19-571806-2.
  57. ↑ Frederick, John E. (2008). Principios de la ciencia atmosférica . Jones & Bartlett Learning . págs. 15–17 . ISBN  978-0-7637-4089-4.
  58. ↑ "Troposfera". Enciclopedia concisa de ciencia y tecnología . McGraw-Hill . 1984. ISBN 0-07-045482-5Contiene aproximadamente cuatro quintas partes de la masa de toda la atmósfera .
  59. ↑ Singh, P.; Singh, Vijay P. (2001). Hidrología de la nieve y los glaciares . Springer Netherlands. pág. 56. ISBN  0-7923-6767-7.
  60. ↑ Wang, Pao K.; et al. (noviembre de 2009). "Más evidencias de transporte vertical convectivo profundo de vapor de agua a través de la tropopausa". Atmospheric Research . 94 (3): 400– 408. Bibcode : 2009AtmRe..94..400W . doi : 10.1016/j.atmosres.2009.06.018 . 
  61. ↑ Tiwary, Abhishek; Williams, Ian (2018). Contaminación del aire: medición, modelización y mitigación (Cuarta ed.). CRC Press. pág. 218. ISBN   978-1-4987-1946-9.
  62. ↑ "NASA Ozone Watch" . Centro de Vuelos Espaciales Goddard de la NASA . Consultado el 22 de julio de 2025 .
  63. ↑ "Ciencia: Conceptos básicos del ozono" . Ozono estratosférico . Administración Nacional Oceánica y Atmosférica . Consultado el 22 de julio de 2025 .
  64. ↑ Newell, Patrick T.; et al. (mayo de 2001). "El papel de la ionosfera en las auroras y el clima espacial". Reviews of Geophysics . 39 (2): 137– 149. Bibcode : 2001RvGeo..39..137N . doi : 10.1029/1999RG000077 . 
  65. ↑ Basavaiah, Nathani (2012). Geomagnetismo: Perspectivas de la Tierra sólida y la atmósfera superior . Springer Science & Business Media. ISBN 978-94-007-0403-9.
  66. ↑ "La ionosfera" . University Corporation for Atmospheric Research . Consultado el 23 de julio de 2025 .
  67. ↑ Gallagher, DL (26 de abril de 2023). "La plasmasfera de la Tierra" . NASA . Consultado el 23 de julio de 2025 .
  68. ↑ Kirby, SS; et al. (2006). "Estudios de la ionosfera y su aplicación a la transmisión de radio" (PDF) . Actas del Instituto de Ingenieros de Radio . 22 (4): 481– 521. doi : 10.1109/JRPROC.1934.225867 . Recuperado el 23 de julio de 2025 . 
  69. ↑ " homosfera – Glosario de la AMS" . Amsglossary.allenpress.com. Archivado del original el 14 de septiembre de 2010. Consultado el 16 de octubre de 2010 .
  70. ↑ Helmenstine, Anne Marie (16 de junio de 2018). "Los 4 gases más abundantes en la atmósfera terrestre" . Recuperado el 21 de julio de 2025 .
  71. ↑ Haby, Jeff. "La capa límite planetaria" . Servicio Meteorológico Nacional . Consultado el 23 de julio de 2025 .
  72. ↑ Bauer, Siegfried; Lammer, Helmut (2013). Aeronomía planetaria: Entornos atmosféricos en sistemas planetarios . Física de los entornos terrestres y espaciales. Springer Science & Business Media. págs. 4–5 . ISBN  978-3-662-09362-7.
  73. ↑ Zhou, Qihou; Mathews, John D. (septiembre de 1995). "¿Generación de capas de sodio esporádicas mediante calentamiento turbulento de la atmósfera?" . Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics . 57 (11): 1309– 1315, 1317– 1319. doi : 10.1016/0021-9169(95)97298-I .
  74. ↑ "La atmósfera terrestre" . Archivado del original el 14 de junio de 2009.
  75. ↑ "NASA – Hoja informativa sobre la Tierra" . Nssdc.gsfc.nasa.gov. Archivado del original el 30 de octubre de 2010. Consultado el 16 de octubre de 2010 . 
  76. ↑ "Anomalías globales de la temperatura superficial" . Archivado del original el 3 de marzo de 2009.
  77. ↑ "Balance de radiación de la Tierra y flujos de calor oceánicos" . Archivado del original el 3 de marzo de 2005.
  78. ↑ "Ejecución de control del proyecto de intercomparación de modelos acoplados" (PDF) . Archivado del original (PDF) el 28 de mayo de 2008.
  79. ↑ Altitud geométrica frente a temperatura, presión, densidad y velocidad del sonido derivadas de la Atmósfera Estándar de EE. UU. de 1962.
  80. ↑ Trenberth, Kevin E.; Smith, Lesley (enero de 1970). "La masa de la atmósfera: una restricción para los análisis globales". Journal of Climate . 18 (6): 864. Bibcode : 2005JCli...18..864T . doi : 10.1175/JCLI-3299.1 .
  81. 1 2 Daniel, RR (2002). Conceptos en ciencia espacial . Universities Press. págs. 70–72 . ISBN  978-81-7371-410-8.
  82. ↑ Lutgens, Frederick K.; Tarbuck, Edward J. (1995). La atmósfera (6.ª ed.). Prentice Hall. págs. 14–17 . ISBN   0-13-350612-6.
  83. ↑ Sforza, Pasquale (2014). «Diseño del fuselaje». Principios de diseño de aviones comerciales . págs. 47–79 . doi : 10.1016/B978-0-12-419953-8.00003-6 . ISBN  978-0-12-419953-8.
  84. ↑ Kräuchi, A.; et al. (2016). "Ascensos y descensos controlados de globos meteorológicos para investigación atmosférica y monitoreo climático" . Atmospheric Measurement Techniques . 9 (3): 929– 938. Bibcode : 2016AMT.....9..929K . doi : 10.5194/amt-9-929-2016 . PMC 5734649. PMID 29263765 .   
  85. ↑ Anderson, Brian J.; Mitchell, Donald G. (2005). «El entorno espacial» . En Pisacane, Vincent L. (ed.). Fundamentos de los sistemas espaciales . Oxford University Press. pág. 56. ISBN  978-0-19-516205-9.
  86. ↑ "Controladores atmosféricos de la temperatura nocturna local" . Universidad Estatal de Pensilvania. 2004. Consultado el 24 de julio de 2025 .
  87. ↑ Benson, Tom. "Velocidad del sonido" . Centro de Investigación Glenn de la NASA . Consultado el 24 de julio de 2025 .
  88. ↑ Wang, Hongwei (2023). Guía de mecánica de fluidos . Cambridge University Press. ISBN 978-1-108-49883-8.
  89. ↑ Hall, Nancy, ed. (13 de mayo de 2021). "Modelo de la atmósfera terrestre" . Centro de Investigación Glenn de la NASA . Recuperado el 24 de julio de 2025 .
  90. ↑ Kumar, R.; et al. (marzo de 2022). "Simulación de la desintegración orbital de una nave espacial en órbita terrestre baja debido a la resistencia aerodinámica". The Aeronautical Journal . 126 (1297): 565– 583. doi : 10.1017/aer.2021.83 . 
  91. ↑ Trenberth, Kevin E.; Smith, Lesley (15 de marzo de 2005). "La masa de la atmósfera: una restricción para los análisis globales". Journal of Climate . 18 (6): 864– 875. Bibcode : 2005JCli...18..864T . doi : 10.1175/JCLI-3299.1 . JSTOR 26253433 . 
  92. ↑ "Absorción/reflexión de la luz solar" . Comprender el cambio global . Consultado el 13 de junio de 2023 .
  93. ↑ "La ventana atmosférica" . Administración Nacional Oceánica y Atmosférica . Consultado el 13 de junio de 2023 .
  94. ↑ Sirvatka, Paul. "La radiación y el sistema Tierra-atmósfera: '¿Por qué el cielo es azul?'"" . Introducción a la meteorología . College of DuPage . Consultado el 25 de julio de 2025 .
  95. ↑ St. Fleur, Nicholas (19 de mayo de 2017). "Avistamiento de misteriosos destellos en la Tierra desde un millón de millas de distancia" . The New York Times . Consultado el 20 de mayo de 2017 .
  96. ↑ Marshak, Alexander; et al. (15 de mayo de 2017). "Reflejo terrestre visto desde el espacio profundo: cristales de hielo orientados detectados desde el punto de Lagrange" . Geophysical Research Letters . 44 (10): 5197. Bibcode : 2017GeoRL..44.5197M . doi : 10.1002/2017GL073248 . hdl : 11603/13118 . 
  97. ↑ Bloomfield, Louis A. (2007). Cómo funciona todo: Haciendo de la física algo extraordinario . John Wiley & Sons. pág. 456. ISBN  978-0-470-17066-3.
  98. ↑ Ondoh, Tadanori; Marubashi, Katsuhide, eds. (2001). Ciencia del entorno espacial . Curso Wave Summit. IOS Press. pág. 8. ISBN  978-4-274-90384-7.
  99. ↑ Collins, William D.; et al. (septiembre de 2006). "Efectos del aumento de la absorción de infrarrojo cercano por el vapor de agua en el sistema climático". Journal of Geophysical Research: Atmospheres . 111 (D18). ID D18109. Bibcode : 2006JGRD..11118109C . doi : 10.1029/2005JD006796 . 
  100. ↑ Wang, Sharon Xuesong; et al. (noviembre de 2022). "Caracterización y mitigación del impacto de la absorción telúrica en velocidades radiales precisas" . The Astronomical Journal . 164 (5). id. 211. arXiv : 2206.07287 . Bibcode : 2022AJ....164..211W . doi : 10.3847/1538-3881/ac947a . 
  101. ↑ McLean, Ian S. (2008). Imágenes electrónicas en astronomía: detectores e instrumentación . Astronomía y ciencias planetarias (2.ª ed.). Springer Science & Business Media. pp. 38–40 . ISBN   978-3-540-76582-0.
  102. ↑ Shelton, Marlyn L. (2009). Hidroclimatología: Perspectivas y aplicaciones . Cambridge University Press. págs. 35–37 . ISBN  978-0-521-84888-6.
  103. ↑ Bohren, Craig F.; Clothiaux, Eugene E. (2006). Fundamentos de la radiación atmosférica . John Wiley & Sons. págs. 26–29 . ISBN  978-3-527-60837-9.
  104. ↑ Wrigglesworth, John (1997). Energía y vida . Serie Líneas de vida. CRC Press. pág. 155. ISBN  978-1-4822-7275-8.
  105. ↑ Ma, Qiancheng (marzo de 1998). "Gases de efecto invernadero: refinando el papel del dióxido de carbono" . Instituto Goddard de Estudios Espaciales de la NASA . Consultado el 24 de julio de 2025 .
  106. ↑ Voronin, A.; Zheltikov, A. (2017). " La ecuación generalizada de Sellmeier para el aire" . Scientific Reports . 7 46111. Bibcode : 2017NatSR...746111V . doi : 10.1038/srep46111 . PMC 5569311. PMID 28836624. 46111.  La figura 1 muestra un índice de refracción de 1,000273 a 23  °C.
  107. ↑ Basey, David (2 de marzo de 2019). "Refracción atmosférica" . Asociación Astronómica Británica . Consultado el 24 de julio de 2025 .
  108. ↑ Edlén, Bengt (1966). "El índice de refracción del aire". Metrologia . 2 (2): 71– 80. Bibcode : 1966Metro...2...71E . doi : 10.1088/0026-1394/2/2/002 .
  109. ↑ Young, Andrew T. (2025). "Una introducción a los espejismos" . Universidad Estatal de San Diego . Recuperado el 25 de julio de 2025 .
  110. 1 2 "Circulaciones atmosféricas globales" . Administración Nacional Oceánica y Atmosférica. 3 de octubre de 2023. Recuperado el 25 de julio de 2025 .
  111. ↑ "La corriente en chorro" . Administración Nacional Oceánica y Atmosférica. 9 de diciembre de 2024. Consultado el 25 de julio de 2025 .
  112. ↑ Shuckburgh, Emily (2011). "Tiempo y clima" . En Moffatt, H. Keith; Shuckburgh, Emily (eds.). Peligros ambientales: Dinámica de fluidos y geofísica de eventos extremos . Serie de notas de clase, Instituto de Ciencias Matemáticas, Universidad Nacional de Singapur. Vol. 21. World Scientific. pág. 87. ISBN   978-981-4464-67-3.
  113. ↑ Volland, Hans (2012). Ondas de marea atmosféricas y planetarias . Biblioteca de Ciencias Atmosféricas y Oceanográficas. Vol. 12. Springer Science & Business Media. pp. 1–5 . ISBN   978-94-009-2861-9.
  114. 1 2 Zahnle, K.; et al. (2010). " Las primeras atmósferas de la Tierra" . Cold Spring Harbor Perspectives in Biology . 2 (10) a004895. doi : 10.1101/cshperspect.a004895 . PMC 2944365. PMID 20573713 .   
  115. ↑ Windley, BF (1984). Los continentes en evolución . Wiley. ISBN 978-0-471-90376-5.
  116. ↑ Schopf, J. William (1983). La biosfera más antigua de la Tierra: su origen y evolución . Princeton University Press. ISBN 978-0-691-08323-0. OCLC 1148916069 . OL 21362196M .  
  117. ↑ Feulner, Georg (2012). "El problema del Sol joven y débil". Reviews of Geophysics . 50 (2) 2011RG000375: RG2006. arXiv : 1204.4449 . Bibcode : 2012RvGeo..50.2006F . doi : 10.1029/2011RG000375 .
  118. ↑ Lyons, Timothy W.; et al. (febrero de 2014). "El aumento del oxígeno en el océano y la atmósfera primitivos de la Tierra". Nature . 506 (7488): 307– 315. Bibcode : 2014Natur.506..307L . doi : 10.1038/nature13068 . PMID 24553238 .  
  119. ↑ Hayes, John M.; Waldbauer, Jacob R. (29 de junio de 2006). "El ciclo del carbono y los procesos redox asociados a través del tiempo" . Philosophical Transactions of the Royal Society B: Biological Sciences . 361 (1470): 931– 950. doi : 10.1098/rstb.2006.1840 . JSTOR 20209694. PMC 1578725. PMID 16754608 .   
  120. ↑ Lyons, Timothy W.; et al. (2014). "Oxigenación atmosférica hace tres mil millones de años". Nature . 506 (7488): 307– 15. Bibcode : 2014Natur.506..307L . doi : 10.1038/nature13068 . PMID 24553238 .  
  121. 1 2 Cordeiro, Ingrid Rosenburg; Tanaka, Mikiko (septiembre de 2020). "El oxígeno ambiental es un modulador clave del desarrollo y la evolución: de las moléculas a la ecología" . BioEssays . 42 (9). 2000025. doi : 10.1002/bies.202000025 . PMID 32656788 . 
  122. ↑ Lantink, Margriet L.; et al. (febrero de 2018). "Los isótopos de Fe de una IF rica en hematita de 2,4 Ga limitan las condiciones redox marinas alrededor del GOE". Precambrian Research . 305 : 218–235 . Bibcode : 2018PreR..305..218L . doi : 10.1016/j.precamres.2017.12.025 . hdl : 1874/362652 .  
  123. ↑ Laakso, TA; Schrag, DP (mayo de 2017). "Una teoría del oxígeno atmosférico" . Geobiología . 15 (3): 366– 384. Bibcode : 2017Gbio...15..366L . doi : 10.1111/gbi.12230 . PMID 28378894 . 
  124. ↑ Scotese, Christopher R. (2010). "De vuelta a la historia de la Tierra: tabla resumen del Precámbrico" . Proyecto Paleomar . Recuperado el 21 de julio de 2025 .
  125. ↑ Towe, KM (abril de 1970). "Prioridad del oxígeno y el colágeno y el registro fósil de los primeros metazoos" . Actas de la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos de América . 65 (4): 781– 788. Bibcode : 1970PNAS...65..781T . doi : 10.1073/pnas.65.4.781 . PMC 282983. PMID 5266150 .  
  126. ↑ Martin, Daniel; et al. (2016). "El impacto fisiológico humano de la desoxigenación global" . The Journal of Physiological Sciences . 67 (1): 97– 106. doi : 10.1007/s12576-016-0501-0 . PMC 5138252. PMID 27848144 .   
  127. ↑ Riding, R. (octubre de 2009). "¿Un estímulo atmosférico para la calcificación bioinducida por cianobacterias hace aproximadamente 350 millones de años?". PALAIOS . 24 (10): 685– 696. Bibcode : 2009Palai..24..685R . doi : 10.2110/palo.2009.p09-033r .
  128. 1 2 Berner, RA (marzo de 2001). "Modelado del O2 atmosférico durante el tiempo fanerozoico". Geochimica et Cosmochimica Acta . 65 (5): 685– 694. doi : 10.1016/S0016-7037(00)00572-X .
  129. ↑ Calvo-Flores, Francisco G. (2025). Comprender la química del medio ambiente . John Wiley & Sons. ISBN 978-1-119-56863-6.
  130. ↑ Gerlach, Terry (junio de 2011). "Dióxido de carbono volcánico versus antropogénico". Eos, Transactions American Geophysical Union . 92 (24): 201– 202. Bibcode : 2011EOSTr..92..201G . doi : 10.1029/2011EO240001 .
  131. ↑ "Contaminación" . Merriam-Webster . Consultado el 25 de julio de 2025 .
  132. ↑ Harrop, Owen (2003). Evaluación y gestión de la calidad del aire: una guía práctica . Biblioteca de salud y medio ambiente de Clay. CRC Press. págs. 30–49 . ISBN  978-0-203-30263-7.
  133. ↑ IPCC (2021). «Resumen para responsables políticos» (PDF) . IPCC AR6 WG1 . págs. 4–5 . Archivado del original (PDF) el 11 de agosto de 2021. Consultado el 20 de noviembre de 2021 . 
  134. ↑ Gestión de los riesgos climáticos: cómo afrontar las pérdidas y los daños . París: OECD Publishing. Noviembre de 2021. Bibcode : 2021mcrf.book.....O . doi : 10.1787/55ea1cc9-en . ISBN 978-92-64-43966-5.
  • Buchan, Alexander (1878). "Atmósfera"  . Encyclopædia Britannica . Vol.  III (9.ª  ed.). pp. 28–36 . 
  • Mapa global interactivo de las condiciones actuales de la atmósfera y la superficie oceánica.