Clase2 - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

Componentes del Sistema Climático
atmósfera

hidrósfera

criósfera

continentes

biósfera

La atmósfera
Gas (* gases variables) Fórmula química Volumen en porcentaje
Nitrogeno
N2
Oxigeno
O2
*Vapor deAgua
H2O
Argón
Ar
*Dióxido de Carbono
CO2
Neón
Ne
Helio
He
*Metano
CH4
Hidrogeno
H2
*Oxido nitroso
N2O
*Ozono
O3
78.08%
20.95%
0 a 4%
0.93%
0.0360%
0.0018%
0.0005%
0.00017%
0.00005%
0.00003%
0.000004%
Tabla 1 - Composición promedio de la atmósfera hasta una
altitud de 25 km.
Desde un punto de visto de habitabilidad la atmósfera
terrestre tiene varias funciones:
sirve de sombrilla para resguardarnos de la luz solar
●
sirve como escudo de proteccion de rayos ultravioletas solares
daninos
● sirve como frazada que atrapa calor manteniendo a la superficie de
la Tierra en condiciones habitables.
●
La atmósfera logra esto aun siendo una delgada capa de gases; si
nuestro planeta fuera del tamaño de una manzana, la atmósfera sería
tan ancha como la cáscara.
Nuestro comfort y seguridad dependen en particular de dos factores:
● de la distancia Tierra-Sol
● de las interacciones entre los fotones de la luz solar y las moléculas
de los gases que forman la atmósfera.
Esto aseguró temperaturas moderadas en superficie y la presencia de
agua en forma líquida en la Tierra.
Comparemos con Marte y Venus
En Marte toda el agua está congelada y en Venus el agua evaporó y se escapó al
espacio
La curva muestra la temperatura calculada si los planetas absorbieran
toda la radiación solar; los círculos blancos la temperatura tomando
en cuenta el efecto del albedo; los círculos negros la temperatura
observada.
Para determinar la temperatura de un planeta debido unicamente a su
posicion respecto del Sol (independiente de su composicion
atmosferica) invocamos la ley de conservacion de la energia. Esa ley
nos dice, que en estado de equilibrio, el planeta absorbe y emite
iguales cantidades de energia.
Si el flujo de energia solar por unidad de área es S y el planeta tiene radio R, entonces la energía solar que recibe el planeta es Qs = R2S
La energía que irradia la Tierra está dada por la ley de Stefan Boltzman, o sea
Qt = 4R2 e4
En estado de equilibrio Qs = Qt, y nos permite calcular la temperatura de emisión Te:
Te = (S/4)1/4
Como la energía solar S disminuye con la distancia planeta­Sol, Te disminuye tal como muestra la curva en la figura anterior. Albedo
Notemos que la Te calculada teóricamente difiere de la T observada.
Para mejorar el modelo debemos tomar en cuenta que no toda la
radiación que llega a la Tierra es absorbida, parte es reflejada.
La reflectividad de una superficie, su albedo, depende de su brillo.
La Tierra, principalmente debido a las nubes y a los hielos polares,
refleja un 30% de la energía solar.
Marte refleja un 15%.
Venus refleja un 75%
La alta reflectividad de Venus
implica que únicamente el 25%
de la energía solar es absorbida,
aún cuando está mucho mas
cerca del Sol que la Tierra.
Para calcular la temperatura de equilibrio de un planeta con cierto albedo  basta con modificar la radición solar absorbida por un factor (1­): Qs = (1­R2S
y la temperatura de emisión queda:
Te = [(1­S / 4]1/4
Considerando el efecto del albedo planetario la temperatura Te estimada es aún mas baja que la observada (circulos abiertos en la figura). Para Marte estas aproximaciones son muy buenas ya que tiene una atmósfera muy fina. No obstante para Venus y la Tierra nuestros cálculos son bastante malos. Que está faltando? Efecto invernadero
La atmósfera de un planeta puede actuar como frazada manteniendo el calor emitido por el planeta. Las observaciones representadas por los círculos negros en la figura corresponden a la temperatura de superficie de los planetas; los círculos blancos, basados en el balance energético descrito en la sección anterior, corresponden a condiciones más frías en el tope de la atmósfera. La diferencia entre ellos es una medida de cuan gruesa es la frazada, o sea cuan importante es el efecto invernadero en cada planeta. En ausencia de este efecto la temperatura de la Tierra sería ­18C, y no el valor actual +15C.
Tope de la
Te=-18C
atmosfera
Ts=15C
Superficie
La efectividad con la cual una atmósfera intercepta calor proveniente de la superficie depende de su composición, de su concentración de gases de efecto invernadero. Venus tiene un efecto invernadero muy grande pues su atmósfera está compuesta principalmente por dióxido de carbono (CO2). En la Tierra, el efecto invernadero depende de gases, principalmente H2O, CO2 y CH4 presentes en concentraciones muy pequeñas en la atmósfera. Por ejemplo, CO2 representa un 0.036% de la atmósfera. Así cualquier emisión antropogénica de CO2 por las actividades industriales y de la agricultura es capaz de cambiar esta proporción significativamente, alterando la composición atmosférica y la temperatura terrestre.
Esquema de efecto invernadero
S
S
Vidrio - atmósfera
G
S
La atmósfera es transparente a la radiación solar S, que llega a la superficie.
Al calentarse la superficie, comienza a emitir radiación de onda larga G, que es
absorbida por el vidrio.
El vidrio al calentarse comienza a emitir.
Para que el sistema esté en equilibrio el sistema tiene que emitir tante energía
como recibe o sea que el vidrio debe emitir S hacia el espacio.
Como el vidrio está a T uniforme debe emitir S hacia abajo. Así, la superficie recibe
una radiación neta = 2S, lo cual mantiene una temperatura mayor.
Interacción de la luz con la atmósfera
El efecto invernadero depende de la composición
atmósferica que deja pasar la radiación solar, pero absorbe
la radiación terrestre.
El albedo terrestre depende de las nubes que como son
blancas reflejan gran parte de la radiación solar. ¿Por qué
son blancas si las gotitas que forman
las nubes son transparentes?
Para entender estas características es necesario entender
la naturaleza de la interacción entre la radiación y la
atmósfera con mas detalle.
Dispersión de la luz
El experimento de Newton con un prisma mostró la
descomposición de la luz blanca en un espectro de colores
de diferente longitud de onda.
Onda larga
Onda corta
¿Por qué el Sol es un disco amarillo en un cielo azul cuando se ve desde la Tierra, y un disco blanco sobre fondo negro desde la Luna?
La respuesta radica en la interacción de la luz solar con las partículas atmosféricas. En la Luna el color del Sol es la suma de los colores del arco iris, blanco, y el cielo no tiene color pues no existe luz que venga de ahí. La Tierra es diferente pues tiene una atmósfera compuesta por moléculas y partículas suspendidas que dispersan la luz.
En regla general, cuanto más pequeña es la partícula con respecto a la longitud de onda menos efecto tiene. Este resultado, dispersion de Rayleigh, se puede expresar como
S ~ (2r / )4
donde S es la dispersion, r es el radio de la partícula y  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.
Al atardecer, el Sol se ve rojizo pues los rayos solares deben atravesar una capa mayor de atmósfera lo que hace que únicamente los rayos rojos sobrevivan.
Aerosoles
Además de moléculas, el aire tiene aerosoles, o sea partículas sólidas o líquidas suspendidas en el aire (polvo, gotas de agua, cristales de hielo, polen, etc). Estos aerosoles, cuyo tamaño es mucho mayor que la longitud de onda del espectro visible, tiene un efecto de dispersión de la luz independiente de la longitud de onda. O sea, dispersan todos los colores de la luz y por lo tanto aparecen como blancos. Una gota de agua sola no tiene mucho efecto, pero un conjunto grande de gotas, una nube, dispersa suficiente luz como para parecer blanca. Radiación y absorción de luz
Cuanto más caliente está un cuerpo mas corta es la longitud de onda del color predominante de la radiación que emite. El Sol (6000 K) emite predominantemente ondas cortas, amarillas, mientras que la Tierra a una temperatura de 15 C (288 K) emite radiación infraroja. Por qué irradian los cuerpos? Cargas eléctricas que vibran producen radiación electromagnética. Si las cargas que estamos considerando son los electrones en los átomos que constituyen un sólido, entonces la radiación tendrá un espectro contínuo de longitudes de onda (luz y calor). En el caso de un gas la radiación es mas simple; el gas sólo emite en un conjunto pequeño de longitudes de onda. Por ejemplo el gas sodio emite un color amarillo. Cada gas tiene un espectro determinado de tal forma que compuestos químicos en forma gaseosa pueden ser identificados por su espectro, es decir, los colores que irradian cuando se calientan. Kirchoff, en el siglo XIX descubrió que los gases absorben en las mismas longitudes de onda que emiten.
Ozono estratosférico
Cuando la radiación solar atraviesa la atmósfera encuentra gases que absorben algunas longitudes de onda, en particular el ozono que absorbe los rayos ultravioletas. Esta absorción actúa como escudo permitiendo que solo radiación de longitudes de onda mas largas (y por ende menos energéticos) lleguen a la superficie terrestre.
Destrucción del ozono
La radiación que llega a la superficie es absorbida, calentando la superficie la cual a su vez comienza a irradiar hacia la atmósfera. Esta radiación de onda larga es poco energética y no puede ionizar o fotodisociar moleculas, como sí podría la radiación ultravioleta. Pero causa que átomos o moléculas comiencen a rotar o vibrar más rápidamente.
Como las moléculas y átomos pueden sólo estar en ciertos estados (cuantizados), éstos sólo absorben radiación de ciertas longitudes de onda dependiendo del gas. Cuanto mas compleja es la molécula, mas modos de vibración, rotación, etc tiene y por lo tanto interacciona más fácilmente con ondas de diversa longitud. (por ej. las moléculas triatómicas como el CO2, el vapor de agua H20 y el ozono O3).
Por el contrario, moléculas diatómicas simples como el nitrógeno (N2) y oxígeno (O2) sólo pueden interaccionar con la radiación ultravioleta que fotodisocia y ioniza estos gases en la alta atmósfera. Así, los dos gases mas abundantes en la atmósfera no interaccionan con la radiación de onda larga emitida por la Tierra.
Gases efecto invernadero
Los gases de invernadero, aquellos que interaccionan con la radiación terrestre, se pueden identificar inspeccionando el espectro de radiacion que la Tierra manda al espacio. La figura muestra el espectro medido por un satélite cuando pasaba por la isla de Guam en el océano Pacífico tropical. Curvas lisas:
emision en
ausencia de
gases de
invernadero
Ventana atmosférica: cualquier incremento de gas que absorba en estas 
aumentará efecto invernadero considerablemente; ej: CFCs
Estructura vertical de la atmósfera
Si la atmósfera fuera una una simple frazada transparente a la radiación solar y opaca a la radiación terrestre la temperatura debería ser máxima en la superficie y disminuir con la altura. En realidad la estructura vertical es mucho mas compleja y se pueden definir capas donde las temperaturas aumentan y disminuyen alternadamente.
En la termosfera (~200km) la radiación solar mas energética es absorbida por el N2 y el O2 los cuales son fotodisociados en el proceso. Los rayos ultravioletas que logran pasar la termosfera encuentran la estratósfera, nuestra segunda línea de defensa, donde son absorbidos por el ozono.