Atmósfera

La Atmósfera
(Parte I)
• Atmósfera: Es un sistema
que evoluciona y es
infinitamente variable, con
una estructura compleja en
todas las escalas de espacio
y tiempo.
Curso de Introducción a la Ciencias de la Tierra y el Espacio
Dra. Madeleine Renom
Unidad de Ciencias de la Atmósfera
Tiempo
• Estado de la atmósfera en un cierto instante. (precipitación,
humedad, vientos, temperatura, presión).Manera en que la
naturaleza equilibra las fuerzas.
Clima
•
Definición 1: Estadística del tiempo atmosférico durante un
período prolongado
Clima
Definición 2: Estado del medio ambiente habitable (descripto estadísticamente)
que resulta de la interacción de los componentes del Sistema Climático
• Sistema Climático:
componentes
•
•
•
•
•
ATMÓSFERA
HIDRÓSFERA
CRIÓSFERA
CONTINENTES
BIÓSFERA
ALGUNAS DEFINICIONES
IMPORTANTES
• SISTEMA: Es una entidad compuesta
por diversas componentes que se
encuentran relacionadas y que
funcionan complejamente como un
todo.
• ESTADO DEL SISTEMA: Es un set de
atributos importantes que caracterizan
el sistema en un tiempo particular.
EL SISTEMA CLIMATICO TERRESTRE
COMPONENTES
• ATMÓSFERA, que es la componente de más rápida variación
• OCÉANOS, que interactúan con la atmósfera baja en períodos de
meses a años, a través de sus capas superficiales, mientras que las
capas más profundas sólo responden a cualquier estímulo en
periodos de décadas a siglos.
• CRIOSFERA, que comprende las capas de hielo continentales y
marinos, sobre y por debajo de la superficie terrestre, así como
también todos los depósitos de nieve del mundo.
• CONTINENTES, que no sólo incluyen las masas terrestres
continentales, sino, también, los lagos, ríos y depósitos de agua
subterránea.
• BIOSFERA, que comprende la vida vegetal y animal del planeta,
incluyendo la vida humana.
EL SISTEMA CLIMATICO TERRESTRE Y
LAS INTERACCIONES
Océanos - Temperatura
Criósfera
Superficie Terrestre
Atmósfera
Es la envoltura gaseosa que rodea el
planeta, consiste en una mezcla de
gases, que tiene una composición casi
constante hasta los 25 kilómetros de
altura.
Composición Química
Composición Química
La atmósfera terrestre cumple varias funciones para hacer
al planeta Tierra habitable
•
•
Sirve como escudo protector de los rayos UV solares dañinos.
Sirve como frazada que atrapa el calor manteniendo a la superficie de la
Tierra en condiciones habitables.
La atmósfera logra esto aun siendo una delgada capa de gases ( si el planeta
fuera del tamaño de una manzana, la atmósfera sería tan ancha como la
cáscara)
Nuestro confort y seguridad dependen en particular de 2 factores:
• La distancia Tierra-Sol
• Las interacciones entre los fotones de la luz solar y las moléculas de los
gases que forman la atmósfera
Esto asegura temperaturas moderadas en superficie y la presencia de agua
líquida en la Tierra
TRANSFERENCIA DE CALOR
RADIACIÓN:
NO hay intercambio de masa.
NO requiere de un medio.
CONDUCCIÓN:
NO hay intercambio de masa.
SI requiere un medio
CONVECCIÓN:
SI hay intercambio de masa.
ADVECCIÓN: Transporte de una
propiedad (calor)
Por un fluido
•
Interacción de la atmósfera con la
radiación
Tres cosas pueden pasar cuando una radiación con
una longitud de onda,λ , choca con un objeto o
sustancia.
1. Parte o toda la radiación puede ser reflejada:
Fracción reflejada: reflectividad
αλ
No interactúa con el objeto, es rechazado.
2.
Parte o toda la radiación puede ser absorbida.
Fracción absorbida: absortividad, aλ
Aumenta la T del objeto. Energía radiativa se convierte
en calor.
3. Parte o toda la radiación puede ser transmitida.
Fracción transmitida: transmisividad: tλ
No interactúa con el objeto, simplemente pasa a través de
él
Scattering (dispersión):
Rayleigh : moléculas de aire
Mie : partículas y aerosoles
• En regla general, cuanto más pequeña es la partícula
con respecto a la longitud de onda menos efecto tiene.
• Este resultado, dispersión de Rayleigh, se puede
expresar como
S ~ (2πr / λ)4
donde S es la dispersión, r es el radio de la partícula y λ
la longitud de la onda.
• Las moléculas que componen la atmósfera son
diminutas respecto a la longitud de onda del rojo, pero
no con respecto al azul.
• Por lo tanto, estas moléculas dispersan el azul pero
tienen un efecto despreciable sobre el rojo; por eso es el
cielo azul y el Sol se ve amarillento.
•
Las moléculas de aire tienden a reflejar Longitudes de onda corta
(Rayleigh). Principalmente el azul. Radiación difusa es azul (cielo).
•
Las partículas (gotas, aerosoles, etc) tienden a reflejar todas las λ de la
misma forma. (principalmente foward scattering- Mie). Mezcla de todas las
λ: Luz blanca. Nubes, niebla, etc son blancas o grises.
• Al atardecer , el
Sol se ve rojizo
pues los rayos
solares deben
atravesar una
capa mayor de
atmósfera lo
que hace que
unicamente los
rayos rojos
sobrevivan
(transmisión)
Balance de Energía
¿Recuerdan la clase 2?
• Teq = ((1-α)S/4 σ )1/4 ~ -19ºC !!! Algo nos esta faltando!!
α = Albedo terrestre
Nos falta considerar la composición
química atmosférica y el efecto
invernadero!!!!
Absorción
Ley de Kirchoff: Si una sustancia es un emisor eficiente en cierta rango de λ, es
también un absorbedor eficiente en el mismo rango de λ: ελ = αλ
• Un foton al alcanzar una molécula de aire o una partícula,
puede cambiar de fase o dirección (scattering) o puede
ser absorbido.
• Si es absorbido, su energía es transferida a la sustancia
que lo absorbió. Esta energía puede aparecer como un
aumento de la E interna o como calor. La energía puede
ser almacenada en las formas: vibracional, rotacional,
electrónica o translacional.
Etotal = E trans + E rot + E vibr + E elec
• Las transiciones de niveles de energía permitidos de las
moléculas, hace que la atmósfera determine las
frecuencias de radiación en las que será un eficiente
emisor y absorbedor. Si ninguna transición corresponde a
la energía del fotón, entonces pasará a través de la
atmósfera sin ser absorbido.
Efecto Invernadero Natural
• Gases traza que
absorben y emiten
radiación IR
• Forma parte del
balance de
energía terrestre
• Principales gases
de efecto
invernadero: CO2,
CH4, N2O, O3,
vapor de agua.
Formación y destrucción de ozono
natural
Formación: La radiación UV de
alta energía proveniente del Sol,
rompe la molécula de O2, el
átomo de
Oxigeno se combina con una
molécula
de O2, generando una molécula
con
3 átomos = O3 OZONO
Ciclo Ozono: El O3 es un fuerte
Absorbente de radiación UV de baja
Energía. Esta rad. Es absorbida por
Capa de ozono al destruir la molécula.
Se libera un átomo de Oxigeno que
Rápidamente se recombina con una
molécula de oxigeno para generar
Nuevamente el Ozono
Destrucción del ozono por CFC´s
¿Qué son los CFC´s?
¿Qué es el agujero de ozono?
Unidad Dobson: Numero de moléculas
De Oz. Requeridas para construir una
Capa de Oz puro de 0.01 mm de espesor
A una T= 0 ºC y P= 1atm.
En superficie el espesor promedio de la
Capa de Oz es de 300 UD , o una capa de
3 mm de espesor.
Agujero de ozono se define cuando la
Concentración de la columna es < 220 UD
El tamaño y profundidad del agujero de ozono
Esta gobernado por la T de la estratosfera y la
Cantidad de luz solar que llega a la región
¿Porque en las zonas polares?
Vortice polar
Nubes estratosféricas polares
Agujero de ozono ( menor a 220 UD)
Antártida Octubre 1979-2010
Ventanas Atmosféricas
• Ventana atmosférica: rango espectral
donde la atmósfera es casi transparente.
• Hay dos ventanas atmosféricas:
• Ventana del rango visible ( 0.4-0.7µm):
Permite que la radiación solar llegue a la
superficie.
• Ventana de onda larga ( 8-12 µm).
Permite que parte de la radicación
terrestre pase hacia el espacio.
¿Que pasa si se cierran las ventanas?
• Ventana del visible:
Causas: Aumento de la cobertura nubosa y/o reflección de
aerosoles
AUMENTO DEL ALBEDO GLOBAL.
Consecuencias: Reducción de la cantidad de energía que llega al
sistema Tierra-Atm
EFECTO DE ENFRIAMIENTO
• Ventana OL:
Causas :Aumento H2O,CO2 u otros gases de efecto invernadero
AUMENTO DE ABOSRCIÓN DE IR EN LA
ATMOSFERA
EFECTO DE CALENTAMIENTO
INVERNADERO AUMENTADO
EFECTO
Temperatura
Γ = - әT / әz
Γ ≈ 6.5 ºC/Km
B a la n c e de e n e rg ía de l s is t e m a c lim á tic o
En equilibrio, la Tierra recibe tanta energía del Sol como la que emite.
Si uno de los componentes cambia, el balance energético se ajustará de forma de
recobrar un nuevo equilibrio que tendrá una nueva temperatura.
Balance de energía al tope de
la Atmósfera
Radiación de onda corta
que llega)
(radiación solar
Radiación de onda larga (OLR)
terrestre que sale)
(radiación
• La OLR esta controlada por la
temperatura de la superficie de emisión.
Por lo tanto los Polos y los topes nubosos
fríos son los que menos emiten. Los
mayores valores ocurren en superficies
calidas, con una atmósfera seca y sin
nubes.
• Mayor en los desiertos y océanos
tropicales ( regiones con poca nubosidad)
• Menor en las regiones polares y en
regiones con alta persistencia de
nubosidad.
Flujo neto de radiación (al tope)
• La radiación neta es negativa cerca de los polos
y positiva en los trópicos.
• El valor positivo mas alto es de 120 W/m2 y
ocurre en los océanos subtropicales del
Hemisferio que se encuentra en verano. (Mas
insolación y menos albedo).
• Pérdidas de energía mas grandes se dan en la
noche polar (gran emisión de OLR).
• Desiertos, si bien se encuentran en zonas
subtropicales, presentan mínimos de energía en
el promedio anual. Dos efectos: gran albedo +
gran pérdida de OLR debido a atmósfera seca.
• El gradiente latitudinal de la radiación neta debe
ser balanceado por un flujo de energía hacia los
polos.
Radiación Neta al Tope de la Atmósfera
Temperatura
• Poner grafico 2.14
hartmann
El transporte en la
horizontal
Lo realizan la atmósfera
y los océanos.
Si integramos,obtenemos
el transporte de flujo
hacia los polos.
RTOA=radiación neta al tope
ΔFao = Divergencia del flujo horizontal
en la atm. y océanos
Flujo de energía
• A los 30º lat. La
atmósfera y los
océanos tienen
igual contribución
al transporte hacia
los polos.
• Si no existiera
este transporte,
los trópicos serian
muy cálidos y los
polos muy fríos.
El promedio global anual de la radiación neta esta
Muy cercano a 0. De existir un desbalance la Tierra se
calentaría o enfriaría.
Balance en Superficie
• Ya vimos que la superficie terrestre emite
energía en forma de IR, la cuál es luego
absorbida por ciertos gases atmosféricos
y por las nubes y luego es devuelta a
superficie.
• Balance de flujo en superficie: flujos de
energía por unidad de área que pasan
verticalmente desde y hacia la superficie.
Componentes No-Radiativas
Calor Sensible (Conducción)
Positivo es hacia la atmósfera!!
•
La superficie pierde
calor por conducción,
o sea transferencia de
calor entre las capas
bajas de la atmósfera
y la superficie.
LLAMADO CALOR
SENSIBLE
•
La transferencia mas
importante es durante
el invierno cuando
masas continentales
frías pasan sobre un
océano más cálido
(costa E de
Norteamérica)
Componentes No-Radiativas
Calor Latente (Evaporación)
•
•
•
•
Positivo es hacia la atmósfera!!
La superficie también
pierde calor cuando las
nubes transportan calor de
la superficie a la atmósfera
libre.
Los vientos evaporan agua
de los océanos y los
mismos se enfrían. El calor
reaparece cuando se
forman las nubes (vapor de
agua se condensa y libera
calor latente).
Existe transferencia de
calor de los océanos a la
atmósfera.
Promedio anual de agua
evaporada: 1 metro.
Pérdida de energía en
superficie: 83 W/m2 ( mitad
de lo que recibe del Sol!!)
B a la n c e de e n e rg ía e n s u pe rfic ie g lo b a l
Rad. Solar-Rad.Terrestre- Calor latente- Calor sensible = 0
CICLO HIDROLOGICO
Describe las transformaciones del agua al pasar por los distintos reservorios
Algunos números
Cantidad de agua (1 año) que mueve el ciclo hidrológico, equivale a 1m
de agua distribuido en toda la sup. Terrestre.
La energía requerida para evaporar 1 m de agua = 80 W/m2
Si toda el agua de la atmósfera condensara, representaría 2.5 cm
La atmósfera remueve por precipitación aprox. 40 veces al año
(tiempo de residencia del agua: 9 días)
Vapor de agua aprox. 50% efecto inv.
Nubes: aprox .30% efecto inv. y 50% albedo
Balance del Agua
Continente :
∆ WC = P − E − ∆ FC
P = P + D siendo D condensación en superficie (rocío, heladas, etc)
Atmósfera :
∆ Wa = − P + E − ∆ Fa
∆ (Wa + WC ) = − ∆ ( Fa + FC )
P= precipitación, E= evaporación, ΔF= transporte horizontal, ΔW= variación de agua
Distribución geográfica de la
Precipitación
•
•
•
•
•
Decrecimiento de la precipitación más o menos continuo desde el
ecuador hacia los polos. Mayor contenido de humedad absoluta en
los trópicos. Precipitación en áreas terrestres en los trópicos esta
asociada a inestabilidad convectiva.
Zonas ecuatoriales oceánicas son las regiones que presentan las
máximas precipitaciones sobre el globo. (Existencia del Cinturón de
convergencia intertropical)
Las regiones ubicadas entre los 20-30 º latitud N y S presentan
escasas precipitaciones ( Existencia de anticiclones subtropicales
semipermanentes)
Bordes occidentales de los continentes presentan en gral. Menores
precipitaciones que los bordes orientales.
Entre los 50-60º de latitud, especialmente sobre los océanos se
observa un nuevo incremento de las precipitaciones debido
principalmente a pasajes de sistemas de bajas presiones (cinturón
polar de bajas presiones), que luego decrecen hasta llegar a 0 en
los polos ( alta polar)
Vapor de agua en la columna es similar a la
distribución de precipitación
Evaporación – Precipitación= Balance Hídrico
Promedio anual
● Una región donde la evaporación es mayor que la precipitación
tendrá una perdida anual de agua.
● Las zonas subtropicales de los océanos son grandes fuentes de
vapor de agua para la atmósfera.
● La región de la zona de convergencia tropical, en cambio, es una
zona de continuo flujo de vapor de agua de la atmósfera a los
océanos.
● Sobre los continentes, las regiones subtropicales también tienden a
tener un balance hídrico negativo (muchos de los desiertos están
aquí), mientras que en latitudes mayores a 40° el balance es positivo.
● Notar que nuestro país, a pesar de estar en la región subtropical
tiene un balance hídrico anual positivo. A una latitud similar Chile
tiene un balance hídrico negativo que contiene el desierto de
Atacama, el mas seco del mundo.
Algunas direcciones
• Ozone Hole Watch- NASA: http://
ozonewatch.gsfc.nasa.gov/facts/hole.html
• Stratospheric Ozone: the protector – UCAR
http://www.ucar.edu/learn/1_6_1.html