El ozono estratosférico se constituye en el principal filtro de la radiación ultravioleta proveniente del Sol, ya que, si no es absorbida y alcanza la superficie de la tierra, puede incrementar los casos de cáncer en la piel, cataratas y afectar el sistema inmunológico en los humanos.

La absorción de radiación UV-B por el ozono es una fuente de calentamiento de la estratosfera, que contribuye a que en esta región se presenten incrementos de temperatura con la altura. Debido a lo anterior, el ozono juega un papel importante en el control de la temperatura de la atmósfera terrestre.

Formación del Ozono Estratosférico

El ozono estratosférico se forma en la atmósfera cuando la radiación ultravioleta alcanza la baja estratosfera y disocia las moléculas de oxigeno (O₂) en oxigeno atómico (O). Posteriormente, el oxigeno atómico se combina rápidamente con otras moléculas de oxigeno (O₂) para formar el ozono (O₃), de acuerdo al siguiente mecanismo de Chapman (1930):

Figura 1. Mecanismo de producción de ozono estratosférico. (Elaborada a partir de: Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2002. Twenty questions and answers about the ozone layer. OMM. 2002).

Para romper el enlace del O₂ la energía solar debe ser fuerte (radiación ultravioleta con longitud de onda menor de 240 nanómetros (Un nanómetro(nm) es una millonésima parte de un milímetro), que pertenece a la categoría de radiación UV-C que es la de mayor contenido energético de la radiación UV). La reacción de la figura 1 ocurre continuamente y la zona de mayor producción de ozono es la estratósfera tropical, ya que es donde se presenta la mayor incidencia de radiación UV sobre la tierra.

Una fracción muy baja del ozono formado en la estratósfera puede ser transportada hacia la troposfera influenciando las cantidades de ozono cercanas a la superficie.

La interacción de la radiación ultravioleta con el oxígeno a la altura de la estratósfera produce continuamente ozono. La molécula de ozono gasta la mayor parte de su vida absorbiendo la radiación UV (principalmente radiación UV-B). Este proceso de absorción ocurre cuando el rayo de radiación UV rompe la molécula de ozono (O₃) en una molécula de oxígeno (O₂) y un átomo de oxígeno (O), seguido por la recombinación del átomo del oxígeno con otra molécula de oxígeno para reformar el ozono. En este proceso la radiación de UV es convertida en energía calorífica. Este proceso se puede representar químicamente como:

M: es una molécula que acompaña la colisión y que no se afecta por la reacción. Generalmente es el N₂ o el O₂, que se encuentran en grandes cantidades en la atmósfera.

Este proceso de absorción es sumamente eficiente, de manera que la radiación ultravioleta (UV-B) que alcanza la superficie de la Tierra es muy poca.

La figura 2 muestra el espectro de absorción combinada de los principales absorbentes de radiación solar en la alta atmósfera. Se observa la altitud a las que las respectivas partes de la radiación llegan. La luz por debajo de los 200 nm se bloquea en la ionosfera y la mesosfera por el nitrógeno (N₂), el oxígeno (O₂) y los átomos de oxígeno. La luz de entre 200 y 320 nm llega más abajo en la estratosfera ( por debajo de 50 km), donde es absorbida parcial y principalmente por el ozono. Finalmente, la radiación de más de 320 nm alcanza la superficie de la Tierra.

Figura 2. Espectro de absorción de gases en la alta atmósfera.

Antecedentes de los CFC

Hacia 1930 el químico Thomas Midgley de la General Motors, desarrollo un gas refrigerante, cuya característica era el ofrecer condiciones de seguridad (por no ser inflamable y prácticamente no tóxico) tanto para los operarios como para los usuarios de los sistemas de frío. Con este invento se inició la aplicación de los CFC en el área de la refrigeración y el aire acondicionado y hacia los años 70 el mundo estaba lanzando casi un millón de toneladas de CFC al año.

La propiedad de estabilidad de los CFC, le permitió suponer al químico James Lovelock en 1972 que estas sustancias estarían esparcidas por toda la troposfera y que de esta manera podrían utilizarse como "marcadores" de las masas de aire, facilitando el estudio de estas para modelar el movimiento de las corrientes atmosféricas. Para esto utilizó un cromatógrafo de gases de su propia invención y realizó un recorrido desde Gales hasta la Antártida (1972), midiendo CFC, tetracloruro de carbono y yoduro de metilo. Los resultados fueron publicados en la revista Nature en 1973 y confirmaban la presencia de los CFC en toda la atmósfera terrestre. Hacia 1974, se publicó un artículo de Rowland y Molina en la revista Nature, el cual planteaba que como consecuencia de la fuerte actividad estratosférica, los CFC finalmente se descompondrían allí, liberando cloro, el cual a su vez destruiría el ozono presente.

La presión de la opinión pública obligó a que los gobiernos iniciaran actividades para limitar el uso de los CFC y aumentó el interés por investigar la relación entre estos compuestos y la posible destrucción de la capa de ozono.

Desde 1978 el satélite Nimbus 7 analiza las concentraciones de ozono en la atmósfera. Por otra parte, desde 1981, un grupo de la British Antartic Survey (BAS), analizó estaciones de investigación localizadas sobre la Antártida. Estos últimos detectaron que hacia la primavera del hemisferio sur (septiembre, octubre y noviembre) de cada año, los niveles de ozono disminuyen dramáticamente. Las mediciones de satélite confirmaron el agotamiento de ozono en la primavera y además mostraron que en los últimos meses de invierno y primeros de la primavera el agotamiento se extendía sobre una gran región centrada cerca del Polo Sur. El término "hueco de ozono" vino de las imágenes de satélite que mostraron valores muy bajos de ozono total alrededor del continente antártico en cada primavera.

Teniendo como base, la concentración de ozono antes de 1980, actualmente el ozono total sobre la Antártida disminuye entre el 40% y el 55% y llega a presentar deficiencias de hasta el 70% en periodos cortos de septiembre y octubre. La masa de ozono destruida sobre la Antártida cada temporada ha alcanzado un valor estimado de 80 megatones, cerca del 3% de la masa global de ozono (1 megatón = mil millones de kilogramos = un millón de toneladas).

Sustancias Agotadoras de la Capa de Ozono (SAO)

Ciertos procesos industriales y productos de consumo emiten halocarbonos que son compuestos que contienen carbono y uno o más halógenos como el cloro, el fluor, el bromo y el yodo que afectan la capa de ozono (los compuestos que solo tienen carbono y halógenos se denominan halogenados). Por ejemplo, los componentes químicos que contienen carbono, cloro y flúor son denominados clorofluorocarbonos (CFC), los cuales son la principal fuente de cloro en la estratosfera y además contribuyen al forzamiento del efecto invernadero. Los CFCs son producidos para muchas aplicaciones desarrolladas por el hombre, tales como la refrigeración, el aire acondicionado, los aerosoles, agentes espumantes (fabricación de espumas de poliuretano y poliestireno), los limpiadores de componentes electrónicos y los solventes. Otro grupo importante de los hidrocarburos halogenados son los halones utilizados como agentes retardantes en la extinción de fuego y en la industria aeronáutica, los cuales contienen carbono, bromo, flúor y en algunos casos cloro.

Los CFC, específicamente el CFC-12 (CCl₂F₂) y el CFC-11 (CCl₃F), junto al tetracloruro de carbono (CCl₄), usado como solvente y como reactivo químico y el metilcloroformo (CH₃CCl₃), usado también como solvente y en la limpieza de instrumental médico y de piezas metálicas, son los principales gases emitidos por actividades humanas que contienen cloro que destruye la capa de ozono y cuyas contribuciones (estimadas en el año 1999) como fuente de este elemento en la estratósfera son las siguientes:

 Tabla 1. Compuestos que aportan cloro a la estratósfera.

Elaborada a partir de: Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2002. Twenty questions and answers about the ozone layer. OMM. 2002.  ¹ Emisiones globales en el año 2000.

Los hidroclorofluorocarbonos (HCFC) que actualmente han sido sustitutos de los CFC, aunque tienen una baja participación como fuentes de cloro, esta ha ido aumentando en los últimos años. En este grupo se destacan el HCFC-141b como agente espumante (reemplaza al CFC-11) y el HCFC-22 como refrigerante. Este grupo de sustancias aunque disminuyen significativamente el daño sobre el ozono, no son completamente inocuas por lo que se clasifican como sustancias de transición y deben empezarse a sustituir a partir del año 2015.

Por otra parte, se sintetizaron los HFC, los cuales no tienen cloro en su molécula y no afectan el ozono por lo que se consideran sustancias definitivas en el Protocolo de Montreal. Se destaca el HFC-134a, el cual se usa en la refrigeración doméstica como sustituto del CFC-12. Sin embargo, aunque los HCFC y los HFC contribuyen poco o nada a la destrucción del ozono, sí contribuyen al forzamiento del efecto invernadero.

Algunos de los gases emitidos por actividades humanas que contienen bromo que agotan la capa de ozono son: los halones, específicamente el Halon-1211 (CBrClF₂) y el Halon-1301 (CBrF₃) y el bromuro de metilo (CH₃Br) que es utilizado como fumigante en la agricultura.

Tabla 2. Compuestos que aportan bromo a la estratósfera.

Elaborada a partir de: Scientific Assessment of Ozone Depletion: 2002. Twenty questions and answers about the ozone layer. OMM. 2002
¹ Emisiones globales en el año 2000.

Adicionalmente, hay procesos naturales que emiten gases que contienen compuestos halogenados. El cloruro de metilo (CH₃Cl) y el bromuro de metilo (CH₃Br) son emitidos por ecosistemas oceánicos y terrestres, aportando cerca del 16% del cloro y entre el 27% al 42% del bromo presente en la estratósfera.

Las concentraciones de bromo en la estratósfera son del orden de 20 partes por trillón (ppt), una ppt equivale a una molécula de bromo por un millón de millones de moléculas de aire, mientras que, las del cloro son del orden de 3.400 ppt.

Los gases que son fuente de compuestos halogenados permanecen "activos" en la atmósfera hasta que son removidos (por ejemplo, mediante la precipitación) o convertidos químicamente. El tiempo para remover o convertir cerca del 60% de un gas, es denominado "vida media atmosférica". En las tablas se observa que hay gases con tiempos de vida media altos como son los CFC, el tetracloruro de carbono y los halones, mientras otros con valores bajos como el cloruro de metilo, los HCFCs, el tetracloruro de carbono y el bromuro de metilo.

La cantidad de estos gases presente en la atmósfera, depende del tiempo de vida media y de su emisión, la cual, fue relativamente alta en el año 2000, para compuestos como los HCFCs, CFCs, el CCl₄ y el CH₃Br.

Para comparar la efectividad para destruir el ozono estratosférico, se utiliza el Potencial de Agotamiento del Ozono (ODP, por sus siglas en ingles: Ozone Depletion Potencial) para los gases fuente de compuestos halogenados. El ODP se calcula teniendo como base al CFC-11, al cual se le asigna un valor de 1. Los halones tienen un ODP alto, debido a que un átomo de bromo es más efectivo que uno de cloro (45 veces más) en las reacciones de destrucción del ozono. Los ODP tienen en cuenta la vida media del compuesto y el número de átomos de ozono destruidos por molécula. En general, los gases con bajo ODP tienen tiempos de vida media bajos.

Algunos de los compuestos que están remplazando a los CFC y los halones tienen muy bajos ODP, pero altos potenciales de calentamiento global. Debido a que cualquier cambio en la distribución del ozono podría tener un impacto en el clima, es muy probable que también los cambios en el clima ocasionen variaciones en la cantidad y distribución del ozono. Por lo tanto, la distribución del ozono en el futuro, dependerá de la emisión y el impacto de otros gases de efecto invernadero (GEI) y no solo de las SAO, muchas de las cuales son GEI. Por esta razón, la recuperación del ozono que se prevé con la reducción en la emisión de las SAO no será tan sencillo.