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7. La atmósfera
1. La atmósfera.
Mezcla de gases y aerosoles que rodea un objeto celeste cuando éste cuenta con un campo gravitatorio suficiente para impedir que escapen. Envoltura delgada que rodea La Tierra formada por una mezcla de gases y aerosoles. EVOLUCIÓN DEL ESTUDIO DE LA ATMÓSFERA:
- Aristóteles (400 a.C.): en su obra “Meteorológica” estudia fenómenos meteorológicos.
- Invención de instrumentos meteorológicos:
- Leonardo da Vinci (1452-1519): Higrómetro
- Galileo Galilei (1564-1642) : Termómetro
- Evangelista Torricelli (1608-1647) : Barómetro
- Robert Hook (1635-1703) : Barómetro actual y pluviómetro
- S. XVIII: sociedades meteorológicas en UK y Alemania, iniciando la recopilación de los primeros datos.
- S. XIX: desarrollo de la Termodinámica y la Aerodinámica que dan soporte teórico a la Meteorología, y aparición de los primeros mapas meteorológicos.
- S. XX: nacimiento de las escuelas de Bergen y Chicago, uso de la radiosonda, perfeccionamiento de los modelos climáticos, etc.
a. Composición atmosférica.
No es constante. Varía con el tiempo y de un lugar a otro. CLASIFICACIÓN DE LA ATMÓSFERA EN FUNCIÓN DE SU COMPOSICIÓN: se divide en 2 capas.
- Homosfera: comprende hasta 80-100 km de altura. Composición casi constante debido a la turbulencia y la convección (formación de vientos y rad. solar). Contiene la mayor parte de gases atmosféricos, todo el agua y O 3 , y todas las partículas sólidas.
- Heterosfera : por encima de 80-100 km de altura. Composición no uniforme debido a que no existe mezcla y a la fotodisociación. Predomina la difusión molecular y, debido a la gravedad, los componentes se separan en función de su masa (los más ligeros en las capas más altas).
i. Aire.
Materia de la atmósfera. Término que se utiliza a veces para hacer referencia a un gas específico pero es una mezcla de muchos gases. Se extiende cientos de kms, pero el 99 % del total está contenido por debajo de los 80 km de altura, que comparado con el tamaño del planeta con 6400 km de radio, la capa de aire es muy delgada.
Fig 1. Porcentaje de masa total de la atmósfera que se encuentra por debajo de los 80 km. Ilustra el escaso grosor de la atmósfera terrestre.
En Meteorología se considera el aire como una mezcla de dos gases ideales: el aire seco y el vapor de agua. AIRE ≡ AIRE HÚMEDO = aire seco + vapor de agua
En la homosfera el aire se podría considerar como una mezcla homogénea de: aire seco, agua y aerosoles (partículas en suspensión sólidas o líquidas). Mayoritarios (~ 99%): de gran importancia para la vida en la Tierra, de mínima importancia en los fenómenos meteorológicos. Constituyentes menores: gran variedad de compuestos en muy bajas concentraciones pero que muchos de ellos desempeñan un papel muy importante en las reacciones químicas. Variabilidad: está relacionada con el comportamiento del gas en la atmósfera, y por tanto con su abundancia, reactividad y tiempo de residencia.
Naturaleza: los compuestos de N,S y C son importantes en la química atmosférica y los gases nobles son inertes.
ii. Gases invernadero.
Relativamente escasos pero desempeñan un papel importante absorbiendo la radiación terrestre de onda larga, dando lugar al EFECTO INVERNADERO. Sus concentraciones se ven particularmente afectadas por causas antropogénicas. CO 2 (dióxido de carbono) Implicado en un complejo ciclo global (ciclo del carbono). Fuentes:
- liberado desde el interior de la tierra
- respiración de los seres vivos
- procesos del suelo
- combustiones
- evaporación oceánica. Disuelto en los océanos y consumido por el proceso de la fotosíntesis. Se disuelve en agua. Forma ácido carbónico (H 2 CO 3 ) y ataca silicatos. El ion bicarbonato es asimilado por animales. Tras su muerte formarán parte de los sedimentos marinos. Retorno a la atmósfera por erupciones volcánicas o por combustión de combustibles fósiles. Ciclo del carbono. C iclo biogeoquímico que r egula la transferencia de carbono entre la atmósfera y la litosfera (océanos y suelo). El CO 2 atmosférico se disuelve con facilidad en agua, formando ácido carbónico que ataca los silicatos que constituyen las rocas, resultando iones bicarbonato. Estos iones disueltos en agua alcanzan el mar, son asimilados por los animales para formar sus tejidos, y tras su muerte se depositan en los sedimentos. El retorno a la atmósfera se produce en las erupciones volcánicas tras la fusión de las rocas que lo contienen. Este último ciclo es de larga duración, al verse implicados los mecanismos geológicos. Además, hay ocasiones en las que la materia orgánica queda sepultada sin contacto con el oxígeno que la descomponga, produciéndose así la fermentación que lo transforma en carbón, petróleo y gas natural. CH 4 (metano)
Producido a través de procesos anaeróbicos en humedales naturales y arrozales (40% del total), y por la fermentación entérica de los animales, por termitas, extracción del carbón y petróleo, por combustión de biomasa y por los vertederos:
CO 2 + 4 H 2 →CH 4 +2H 2 O
Oxidado por medio de reacciones fotoquímicas:
CH 4 +O 2 +2x→CO 2 + 2xH 2 , siendo X: N, OH, NO, Cl o Br.
N 2 O (óxido nitroso)
Producido a través de mecanismos biológicos en los océanos y suelos, por combustión industrial, por los automóviles, aviones, combustión de biomasa, o por uso de abonos químicos. Destruido por medio de reacciones fotoquímicas de la estratosfera, produciendo óxidos de nitrógeno (NOx).
O 3 (ozono)
Producido por la disgregación de las moléculas de oxígeno en las capas más altas a causas de la rad. ultravioleta. Destruido en estratosfera media y superior por medio de reacciones donde intervienen óxidos de nitrógeno y cloro (procedente de CFC’s, erupciones volcánicas, incendios forestales).
CFC (clorofluorocarbonos, CFCl 3 [F-11] y CF 2 Cl 2 [F-12])
Origen antropogénico: propelentes de aerosoles, refrigerantes de neveras, limpiadores y acondicionadores de aire. Se elevan lentamente hacia estratosfera y se desplazan hacia los polos, descomponiéndose por procesos fotoquímicos dando lugar a Cl con una vida media estimada de 65-130 años.
HFC y HCFC (halocarbonos hidrogenados)
Origen antropogénico: sustitutos de los CFC’s, limpieza en seco o desengrasante. Tiempo de residencia de unos pocos años.
H 2 O (v), vapor de agua
Fuentes de los aerosoles.
- Hoy en día 2/3 de los aerosoles de sulfatos proceden de emisiones de las centrales eléctricas que usan carbón. Tienen un importante papel contrarrestando los efectos del calentamiento global al reflejar la radiación solar entrante.
- De forma global, las fuentes naturales producen 8 veces más aerosoles que las antropogénicas.
- Existe gran variabilidad espacial, p. ej. cada año el viento toma 1500 x 10^9 kg de partículas de las cuales la mitad son del Sáhara y la península Arábiga, depositándose sobre el Atlántico. b. Variaciones en la composición.
i. Variaciones con la altura.
Como se ha señalado debido a la turbulencia y la convección, se evita la separación de los componentes por difusión. Las variaciones de concentración en altura se deben a la localización de las fuentes de 2 gases no permanentes: vapor de agua y ozono.
Ambos gases absorben en cierta medida la rad. terrestre y solar de modo que variaciones en su concentración afectan al balance de calor y a la distribución vertical de temperaturas de la atmósfera.
H 2 O (v), vapor de agua
Su concentración puede variar desde 4% cerca de la superficie hasta 3-6 ppmv por encima de los 10-12 km. Fuente: evaporación del agua superficial y transpiración de las plantas. Se traslada hacia arriba por turbulencia atmosférica, siendo más efectiva por debajo de los 10 km.
O 3 (ozono) Se concentra principalmente entre 15-35 km. FORMACIÓN: la rad. UV procedente del Sol descompone el oxígeno molecular: O 2 → rad → O+O Los átomos pueden combinarse con otras moléculas para crear ozono: O 2 +O+M→ O 3 +M, donde la M es otra molécula que absorbe la energía generada por la reacción. Ciclo de Chapman Las colisiones a tres cuerpos son raras por encima de 80 km debido a la baja densidad. Por debajo de 35 km la mayoría de la rad. UV ya ha sido absorbida en niveles superiores. Por lo tanto el ozono se forma principalmente entre 30-60 km, en la ESTRATOSFERA. Existe una constante transformación de O 2 a O 3 y viceversa mediante complejos procesos fotoquímicos que tienden a alcanzar el equilibrio por encima de 40 km. Sin embargo la mayor concentración de O 3 se da entre 10-20 km consecuencia del transporte mediante mecanismos de circulación.
Figura 3. Esquema ilustrativo de: A) el ciclo de Chapman de formación de ozono y B) la destrucción del ozono.
Aun situando todo el ozono a nivel del mar en condiciones normales de P y T contribuiría sólo con 3 mm al grosor atmosférico, sin embargo su importancia es muy grande como “escudo” protector de gran parte de la rad. UV.
ii. Variaciones con la latitud y la estación.
Son especialmente importantes las variaciones de composición del H 2 O (v) y del O 3. H 2 O (v), vapor de agua. Su contenido está estrechamente relacionado con la temperatura del aire: mayor en verano y en latitudes bajas (con excepción de los desiertos tropicales). La Pv varía con la latitud y la estación desde aproximadamente 0,2 mb sobre Siberia septentrional en enero hasta más de 30 mb en los trópicos en julio. O 3 (ozono). Su contenido es bajo sobre el ecuador y alto en latitudes subpolares en primavera. Si esta distribución se debiera sólo a procesos fotoquímicos, el máximo se daría en junio cerca del ecuador. Dado que no es así, se supone que esta anomalía se debe al transporte del ozono hacia los polos: desde niveles altos (30-40 km) en latitudes bajas, hacia niveles inferiores (20-25 km) en latitudes altas en meses de invierno. Este almacenaje de ozono se denomina la noche polar dando lugar a una capa rica en ozono en primavera. El agujero de ozono de la Antártida ha perturbado esta característica primaveral. UNIDADES DOBSON (DU)
- Expresan la cantidad de O 3 en la estratosfera.
- Se considera una columna de la atmósfera que tiene una sección de 10ºx5º. Si se comprime el ozono contenido en esta columna de aire llevándolo a condiciones normales (1 atm y 0ºC), y luego se esparce sobre la misma sección de la columna, entonces formaría una capa delgada de algunos mm de espesor.
- 1 DU se define como 0,01 mm de espesor de ozono en c.n.
- Esa unidad ha recibido su nombre en honor a G. M. B. Dobson, uno de los primeros científicos que investigó el ozono atmosférico entre los años 1920-1960. Él diseñó el "espectrómetro de Dobson" instrumento estándar utilizado para medir el ozono desde la superficie.
CO 2 (dióxido de carbono). Su contenido varía estacionalmente en mayor medida en latitudes altas del hemisferio norte debido a la fotosíntesis y la descomposición de la biosfera. A 50º N la concentración varía desde 351 ppm a final del verano hasta 363 ppm en primavera: los bajos valores estivales están relacionados con la asimilación de CO 2 por los fríos mares polares.
iii. Variaciones con el tiempo.
Las mediciones de gases traza atmosféricos evidencian aumentos en casi todos ellos así como de aerosoles desde que empezó la revolución industrial.
i. Aire.
Su estado termodinámico viene definido por medio de tres variables: presión , densidad y temperatura. Estas tres variables se relacionan mediante la Ley de los Gases Ideales. En Meteorología es más frecuente trabajar con masas que con moles de gas:
p=ρRT, donde ρ es la densidad y R=R*/M.
La masa molar media de una mezcla de N gases viene dada por:
Dado que el aire es una mezcla de gases, se hará uso de la Ley de Dalton:
ii. Aire seco.
Se utiliza el símbolo Md para expresar la masa molar media del aire seco y Rd es su constante específica:
Ecuación de estado para el aire seco. p=ρRdT
d. Estructura vertical atmosférica. Si se realiza un perfil vertical de la atmósfera se observa que esta puede dividirse en una serie de capas. Cada capa puede definirse de varias formas: por la forma en que varía la temperatura, por los gases que la constituyen y por sus propiedades eléctricas. PROPIEDADES FÍSICAS. Las propiedades de la atmósfera como presión, densidad y temperatura varían mucho más rápidamente con la altura que horizontalmente. Presión y densidad, disminuyen con la altura, rápidamente al principio y más lentamente después.
La temperatura del aire presenta un perfil vertical más complicado.
Figura 4. Descenso de la Figura 5. Descenso de la
Los cambios de temperatura con la altura no son constantes, de modo que se define el gradiente térmico ambiental (Γ) como el ritmo de variación de la temperatura con la altura:
Γ es positivo cuando la temperatura (T) decrece con la altura (z), y negativo en caso contrario ( inversión térmica ). Una capa atmosférica es aquella donde Γ permanece constante con la altura.La atmósfera puede dividirse verticalmente en cuatro capas en función de la temperatura
i. Troposfera.
Capa inferior de la atmósfera que se extiende hasta unos 10 km. Zona donde se producen:
- la mayor parte de los fenómenos meteorológicos
- intercambios de humedad
- condensación
- mezcla por convección (vertical)
- turbulencia (horizontal), etc. Contiene la mayor parte de la masa gaseosa atmosférica y casi todo el vapor de agua y los aerosoles. La T disminuye con la altura a razón de Γ= 6,5 ºC/km. CAUSA: el aire que se eleva se expande y por lo tanto se enfría.
La disminución de T termina a una altura llamada TROPOPAUSA (localización no constante dependiendo de latitud y época del año). ECUADOR: 16 -17 km POLOS: 8-9 km. Presenta discontinuidades donde se producen corrientes de vientos de más de 100 km/h. ⇰ CORRIENTES EN CHORRO ⇰ En esas zonas se facilita el intercambio con la capa superior, p. ej. O 3. Cada día la altura se determina por medio de un sondeo aerológico. Criterio OMM: la tropopausa se localiza en la zona donde Γ < 2 ºC/km durante al menos 2 km seguidos.
ii. Estratosfera.
- Segunda capa de la atmósfera que se extiende hasta unos 50 km.
- Se caracteriza porque no existen movimientos convectivos.
- Contiene la mayor parte del O 3 que absorbe casi toda la rad. UV-B y parte de la UV-A.
- En la baja estratosfera (hasta unos 25 km) la T se mantiene más o menos constante.
- A partir de esa altura comienza a aumentar la T con la altura hasta alcanzar unos 0 º C en la ESTRATOPAUSA (límite superior). La densidad ahí es mucho menor por lo que incluso una absorción limitada de radiación produce un gran incremento de la temperatura
La energía pasa de un cuerpo a otro (o dentro de un mismo cuerpo) por contacto, mediante los choques de las moléculas vecinas en sólidos, líquidos o gases. La energía fluye del cuerpo más caliente al más frío y no cesa hasta que se alcanza el equilibrio térmico.
La conductividad térmica del aire (κ= 2,53x10-2^ Wm-1K-1) es tan baja que de hecho es un buen aislante térmico. Por lo tanto, este mecanismo es poco efectivo en la atmósfera, salvo entre la superficie terrestre y el aire inmediatamente en contacto.
ii. Convección.
Transmisión de calor de un punto a otro de un fluido (gas o líquido) mediante el transporte de masa. El movimiento de una parte del fluido hace que otra, a diferente T, ocupe su lugar. El resultado es un flujo de calor que dependerá de la diferencia de T, la humedad y la velocidad del viento. Tipos de convección:
- Térmica o natural: el aire caliente es menos denso y asciende.
- Forzada o advección: el viento desplaza las masas de aire.
iii. Radiación.
La energía se transfiere mediante ondas EM, sin soporte material. Todos los cuerpos con T superior al cero absoluto emiten energía en forma de radiación EM que se denomina radiación térmica. La intensidad y la longitud de onda son función de la T. La energía que nos llega del Sol se transmite mediante este mecanismo. El Sol es la fuente más importante de energía en el sistema Tierra-atmósfera. Es por ello que se hace necesario caracterizar la energía procedente del Sol. Esta energía se origina en los procesos de fusión nuclear que en él ocurren y que dan lugar a T muy elevadas.
ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO RADIACIÓN ELECTROMAGNÉTICA : ondas producidas por la oscilación o la aceleración de cargas eléctricas o cuando los electrones ligados a átomos o moléculas verifican transiciones a estados de menor energía. Cuando un campo eléctrico o magnético varía con el tiempo, se induce en las regiones próximas del espacio un campo distinto o perturbación electromagnética que se propaga en el vacío SIN NECESIDAD DE SOPORTE MATERIAL. Esta perturbación del campo eléctrico y magnético tiene las propiedades de una onda: ONDA ELECTROMAGNÉTICA. Los vectores campo eléctrico y magnético son perpendiculares entre sí. Los vectores campo eléctrico y magnético oscilan en fase, es decir, se anulan al mismo tiempo y alcanzan también sus valores máximos en el mismo instante. Onda monocromática : aquella onda electromagnética que posee una sola frecuencia (onda senoidal o armónica). Las ondas EM se propagan en el vacío a una velocidad: c = 3x10^8 m/s con una periodicidad espacial y temporal de λ y T, respectivamente, relacionadas mediante: C=λ/T=λV λ: longitud de onda, T: periodo; v: frecuencia Puede haber ondas EM de todas las longitudes de onda, conformando el ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO. Los diversos tipos de ondas electromagnéticas difieren sólo en su longitud de onda y frecuencia. Las ondas EM transportan energía que es absorbida y emitida por la materia de forma discreta en pequeños paquetes de energía: E=hv, siendo h la cte de Planck (6,63x10-34^ J·s) Estos paquetes se llaman cuantos de energía o fotones. Cuanto mayor es la frecuencia de la radiación, más energéticos serán los fotones. Cuando las moléculas del gas atmosférico absorben fotones con la energía adecuada, pasan a un estado de energía superior.
RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO Para entender la interacción radiactiva entre el Sol y el sistema Tierra-atmósfera, debemos introducir ciertos conceptos que permitirán caracterizar cuantitativamente la radiación: FLUJO RADIANTE, Φ, de una superficie. Energía emitida, transferida o incidente en un intervalo de tiempo dividido por el valor de dicho intervalo:
EMITANCIA RADIANTE o RADIANCIA , E , de una superficie. Flujo radiante, Φ, emitido por esa superficie por unidad de área. IRRADIANCIA, R , sobre una superficie Flujo radiante, Φ, incidente por unidad de superficie
EMITANCIA RADIANTE MONOCROMÁTICA o ESPECTRAL, Eλ Se definen como antes, salvo que se refieren a la potencia emitida y recibida por unidad de superficie para un intervalo de longitudes de onda comprendidos entre λ y λ+ dλ:
E y R son densidades superficiales de flujo energético, y se encuentran en general distribuidas en un intervalo continuo de longitudes de onda. El flujo total emitido y recibido es el resultado de integrar en todo el dominio de longitudes de onda, las densidades de flujo espectrales emitida y recibida, respectivamente:
TODO CUERPO a T > 0 K emite energía en forma de radiación EM de espectro continuo, consecuencia del movimiento acelerado de los e-^ del cuerpo debido a su agitación térmica. A T ordinarias la mayoría de los cuerpos son visibles no por la luz que emiten sino por la que reflejan. A T elevadas los cuerpos son luminosos por sí mismos. Un cuerpo está en EQUILIBRIO RADIACTIVO si el cuerpo emite tanta radiación como absorbe del exterior (ni se calienta ni enfría). PODER ABSORBENTE o ABSORBANCIA: Supongamos que un cuerpo recibe una radiación, parte de la energía incidente será reflejada, parte será enviada en todas direcciones (difundida) y otra penetrará en el cuerpo se transmitirá a través de él saliendo al exterior (transmitida). La suma de estas energías es inferior a la incidente. DÉFICIT = energía absorbida. ABSORBANCIA:
PODER ABSORBENTE o ABSORBANCIA o ABSORTIVIDAD: Depende de naturaleza del cuerpo, de su T, de la λ y del ángulo de incidencia.Cabe pensar que existan cuerpos con aλ=1. CUERPO PERFECTAMENTE ABSORBENTE O CUERPO NEGRO. Es un cuerpo que absorbe toda la radiación que incide sobre él sin reflejar ni transmitir nada de energía al exterior. Posteriormente la vuelve a emitir toda con una distribución de la emitancia radiante monocromática Eλ característica, que sólo depende de su T. Esta distribución de energías por longitudes de onda se puede representar como:
- El máximo aumenta al aumentar la T y se desplaza hacia λ menores.
- Estas dos propiedades se recogen en las siguientes leyes. Ley de Stefan-Boltzmann. La emitancia radiante, E, de un cuerpo negro a temperatura T es proporcional a T^4. Eb=σT^4 σ: constante de Stefan-Boltzman (5,57x10-8^ W m-2^ K-4) Ley de Wien. La longitud de onda, λ, para la cual la emitancia radiante monocromática, Ebλ, es máxima, multiplicada por la temperatura absoluta del radiador es una constante:
Interacción con la atmósfera: la radiación puede ser absorbida, dispersada o reflejada. Alcanza el suelo un 50% de la energía recibida en tope de atmósfera. Nivel del mar : la rad. presenta zonas que han sido absorbidas por gases atmosféricos. La cantidad de energía solar que alcanza una superficie horizontal unitaria en un lugar específico en cada instante se denomina INSOLACIÓN. -Parámetros astronómicos: sabiendo que la radiación emitida por el Sol decrece con el cuadrado de la distancia a su centro, la insolación recibida a una altura a la que la rad. solar no se vea afectada por la atmósfera terrestre (~1.000 km) podrá expresarse como:
RST: distancia entre sus centros θ: ángulo entre rayos y normal a sup. en ese punto (ángulo cenital). γS: altura solar (ángulo complementario sobre línea del horizonte) El nivel de insolación estará determinado por:
- la constante solar S=1368 W m- El Sol emite más energía cuantas más manchas haya a pesar de ser zonas oscuras y frías.
- la distancia Sol-Tierra ÓRBITA TERRESTRE : Elíptica con el Sol en uno de sus focos. Afelio: más lejos, el 4 de julio. Perihelio: más cerca el 3 de enero.
- la altura del Sol Ángulo que forman los rayos solares con la horizontal a la superficie terrestre. Cuanto más inclinados, mayor área de distribución de la energía (disminuye intensidad) y mayor espesor de la atmósfera. La altura solar depende de la estación del año, latitud y hora del día. Independientemente estos 3 factores, la altura solar queda determinada por la DECLINACIÓN SOLAR,δS : Ángulo entre la línea que une los CM de Sol y Tierra y el plano ecuatorial terrestre. DECLINACIÓN SOLAR, δS:
- igual a 0 en los equinoccios
- máxima (23,5º) en el solsticio de verano
- mínima (-23,5º) en el solsticio de invierno
- variación sinusoidal
Solsticios y equinocios
- la duración del día La rotación de la Tierra en torno a su eje da lugar a variaciones diarias de insolación:
- Ecuador : duración del día es de 12 h.
- Polos : varía de 0 a 24 h a lo largo del año. Durante los equinoccios (δS = 0): duración del día es 12 h en todas las latitudes.
La inclinación del eje polar en relación con el plano de la elíptica da lugar a cambios estacionales en la insolación: mayor radiación recibida en verano que en invierno (HN) porque los rayos se aproximan más a la normal
- la transparencia de la atmósfera. La radiación solar entrante en la atmósfera está sometida a procesos de absorción, dispersión y reflexión que atenúan la cantidad de insolación que llega a la superficie.
- REFLEXIÓN: una parte de la radiación que llega a la atmósfera es reflejada por las nubes y la superficie terrestre. ALBEDO, es la relación entre la intensidad de radiación solar reflejada por una superficie y la radiación total que incide en ella. El albedo planetario promedio (superficie terrestre y atmósfera) es 0,33. Resulta de promediar anualmente los albedos sobre todo tipo de superficie y latitud. Albedos:
- mar: 0,06-0,10 dependiendo de oleaje y altura del sol
- bosques: 0,05-0,
- arena: 0,25-0,
- nieve recién caída: 0,80-0,
- nubes: 0,26 dependiendo de cantidad, tipo y espesor. Reflejan más las formadas por gotas más grandes, las formadas por gotas que por hielo y las de gran desarrollo vertical.
Finalmente, se añadirá que a mayor albedo menor capacidad de absorción tendrá la superficie.
- DISPERSIÓN: cuando la radiación atraviesa la materia, su campo EM hace oscilar los e-, que a su vez emiten radiación en distintas direcciones como si fueran nuevas fuentes de emisión. En la atmósfera son las moléculas y átomos del aire, agua y partículas las que dispersan la radiación. Este mecanismo supone una redistribución de energía que tiene como consecuencia la disminución de la intensidad de la radiación incidente. Dependiendo de la relación entre la longitud de onda de la radiación incidente y el tamaño de la partícula dispersora pueden tener lugar dos tipos de dispersión: DISPERSIÓN RAYLEIGH. La partícula dispersora tiene un tamaño menor que la longitud de onda de la radiación.Sucede en la atmósfera libre de nubes donde las moléculas tienen un diámetro de aprox. 1 Å. La luz se dispersa en todas direcciones, con muy baja intensidad en dirección perpendicular a la incidencia y con intensidad inversamente proporcional a la longitud de onda elevada a la cuarta potencia (∝ 1/ λ^4 ). Los gases atmosféricos son más efectivos dispersando las λ cortas (violeta y azul) que las largas (rojo y naranja).Es por ello que el cielo es azul durante el día y los amaneceres y atardeceres son rojos o amarillos. DÍA: el azul se dispersa más y nos llega de todas direcciones. AMANECER o ATARDECER: al tener que atravesar mayor espesor de atmósfera, el azul es fuertemente dispersado. DISPERSIÓN MIE. El centro dispersor tiene un tamaño mayor que la longitud de onda de la radiación. Es el caso de los aerosoles o de las gotitas de agua. La eficacia de la dispersión es la misma para cualquier longitud de onda. Es la responsable del color blanco de las nubes.
- ABSORCIÓN: una fracción importante de la radiación incidente es absorbida por los gases atmosféricos. Los gases absorben la radiación en función de la longitud de onda: La franja del UV (λ < 0,3 μm) experimenta la absorción a una gran altitud, por lo que llega escasamente radiación UV a la superficie terrestre. Esa absorción es en gran medida la responsable de las altas temperaturas en la termosfera. Ningún gas es un absorbedor efectivo entre 0,3 – 0,7 μm. La atmósfera es transparente a la radiación solar VISIBLE y llega a la Tierra.
RADIACIÓN TERRESTRE Y ATMOSFÉRICA La radiación directa y la difusa que alcanza la superficie de la Tierra es reflejada según el albedo de la superficie y absorbida. La radiación absorbida hace aumentar la temperatura de la superficie en función de su calor específica. Esta energía pasa a formar parte de la energía interna del sistema Tierra-atmósfera. Servirá en parte para poner en movimiento las masas atmosféricas y oceánicas por transformaciones de energía potencial, calor latente y energía cinética. También parte será emitida en forma de radiación: el sistema Tierra-atmósfera radia aproximadamente como un cuerpo negro a unos 300 K. La longitud de onda de la radiación terrestre emitida es mayor que la del Sol. Está comprendida entre 4-60 μm. Emisión máxima a 10 μm.
- 3 uds desde la estratosfera (devueltas ahora en onda larga)
CONCLUSIONES: 1º)El sistema está en equilibrio radiactivo: entran 100 uds y salen 100 (33 + 67). 2º)Existe fuerte desequilibrio entre rad. de OL y OC de 30 uds de superávit en superficie y 30 de déficit en troposfera. 3º)Este desequilibrio ha de regularse por transferencia de calor no radiactiva de 30 uds desde suelo a troposfera (23 en forma de calor latente de vaporización, 7 uds transportadas por convección y difusión). 4º)Esto supone que la superficie de la tierra se enfría por: vaporización de agua, conducción, convección y emisión infrarroja. 5º)El desequilibrio se produce verticalmente entre superficie y atmósfera. 6º)Existe desequilibrio latitudinal: la radiación incide más perpendicularmente sobre latitudes bajas y porque la emisión de onda larga disminuye con la latitud(emisión proporcional a T). 7º)Este desequilibrio debe compensarse con una transferencia continua de calor desde el ecuador hacia los polos por medio de corrientes oceánicas (10%) y los mecanismos ya mencionados verticales (90%). Este último conjunto de mecanismos se realiza a gran escala con el desarrollo en latitudes medias de ciclones extratropicales.
- Temperatura y presión atmosférica.
a. Temperatura. Cuando entre dos sistemas no existe ninguna transferencia de calor al ponerlos en contacto, se encuentran en EQUILIBRIO TÉRMICO y que tienen la misma TEMPERATURA. TEMPERATURA: nivel térmico de los cuerpos. Produce en nuestro tacto la sensación de frío o calor. El calor pasa de los cuerpos de mayor a los de menor temperatura. PRINCIPIO CERO DE LA TERMODINÁMICA: si dos sistemas están en equilibrio térmico con un tercero, entonces ambos están en equilibrio térmico entre sí.
b. Medida de la temperatura. Para establecer una escala de temperaturas se puede utilizar cualquier propiedad termométrica (propiedad de los cuerpos que cambia con la temperatura). Se hace uso de estas propiedades para la fabricación de termómetros. En la práctica, el cuerpo que se utiliza como termómetro debe ser pequeño comparado con el cuerpo cuya temperatura se desea medir para que la temperatura del cuerpo grande no cambie apreciablemente en el proceso de medida. CALIBRADO: el termómetro se pone en equilibrio térmico con un tercer cuerpo de temperatura conocida. TERMÓMETRO DE GAS : P = Patm + h (^) (mm Hg)
TERMÓMETROS DE LÍQUIDO EN VIDRIO:
- Son los más empleados.
- Los de líquido orgánico son preferibles a los de mercurio.
- A este grupo pertenecen también los de máxima y mínima. TERMÓMETROS DE RESISTENCIA ELÉCTRICA:
- La resistencia eléctrica de un metal es función creciente de la temperatura: RT=R 0 (1+At+Bt^2 ).
- Los más utilizados son de platino y hierro. PAR TERMOELÉCTRICO:
Consta de dos metales diferentes soldados en dos puntos. Si se pone una unión a temperatura conocida y la otra a la temperatura que se desea medir, se genera entre ambas un f.e.m. cuya medida proporciona la diferencia de temperatura entre las uniones. e - e 0 = At-Bt^2 cobre-constatán ► A = -40,86 B = 0,051 tM= A/2B TERMISTANCIA o TERMISTOR: Su funcionamiento se basa en la variación de resistencia que presenta un semiconductor con la temperatura:
En general presentan un tiempo de respuesta más pequeño que los termómetros que emplean un líquido.
c. Convección. El mecanismo de transferencia de calor por conducción sólo tiene importancia en una capa de aire muy estrecha (aprox. 1 mm de espesor). El mecanismo de conducción de calor es despreciable frente a la radiación y la convección. La convección implica un intercambio vertical de masas de aire, cada una con su propio contenido de energía, vapor de agua y cantidad de movimiento. La convección puede ser:
- Natural: la densidad de una masa es distinta de la de su entorno y es desplazada en virtud del empuje hidrostático.
- Forzada: ocurre debido al desarrollo de remolinos cuando el aire pasa por encima de una superficie desigual. En general:
- la convección es resultado de una combinación de los dos tipos, natural y forzada.
- el movimiento tiene lugar en masas de aire individualizadas o «remolinos» de gran variedad de tamaños (también llamadas «partículas», «paquetes» o «burbujas» de aire).
- se utiliza también la palabra «térmicas» para referirse a convección natural que se inicia en la superficie terrestre.
- aunque en su desplazamiento vertical las masas de aire en convección pueden mezclarse algo con las de su entorno, suele aceptarse para simplificar que no se produce la mezcla. d. Variaciones adiabáticas de la temperatura. Cuando se agita un líquido su temperatura se hace uniforme, pero cuando se agita un gas aparece en su seno un gradiente térmico. Cuando una burbuja asciende se expande debido a que la presión que ejerce el aire de su alrededor disminuye con la altura. El trabajo de expansión se realiza a expensas de su energía interna y por lo tanto disminuye su temperatura. Cuando la burbuja desciende, la atmósfera realiza un trabajo al comprimirla lo que hace aumentar su energía interna y subir su temperatura. El desplazamiento vertical se realiza lo bastante rápido como para que las variaciones de temperatura sean más importantes que las producidas por intercambios de calor por radiación o conducción entre la burbujas móviles y su entorno. Los cambios se pueden considerar (casi) adiabáticos. ECUACIÓN ADIABÁTICA De lo anteriormente dicho se desprende que en un proceso adiabático, debe existir una relación fundamental entre T y p, que puede demostrarse que es:
La temperatura de una burbuja o masa de aire sometida a una expansión o compresión adiabática, resulta una función únicamente de la presión. Puede demostrarse que para una masa de aire seca que asciende o desciende adiabáticamente, el gradiente térmico vertical Γd=9,8 K/km
- Para masas de aire ascendente, T disminuye.
- Para masas de aire descendente, T aumenta
f. Estabilidad del aire. El estudio de la estabilidad del aire es importante para entender la física existente en procesos como formación de nubes, tornados, niveles de contaminación en superficie, etc. El análisis de la estabilidad del aire indicará si la atmósfera desarrollará turbulencia y convección (en caso de ser inestable) o un flujo laminar (aire estable). Hace referencia al estado de equilibrio. Si el aire está en equilibrio estable cuando, después de ser forzado a ascender o descendido, tiende a regresar a su posición original. El aire que está en equilibrio inestable, después de un pequeño empuje, se aleja de su posición original favoreciendo corrientes de aire verticales. Se determina la estabilidad del aire comparando la temperatura de una burbuja ascendente con la de sus alrededores. Si la burbuja está más fría que los alrededores se volverá más densa y tenderá a regresar a su nivel original. AIRE ESTABLE: se resiste al desplazamiento vertical Si la burbuja ascendente está a mayor temperatura que los alrededores, debido a su menor densidad seguirá ascendiendo hasta alcanzar un nivel que se encuentre a su misma temperatura. AIRE INESTABLE
