bolilla 1 - Unidad de Ciencias de la Atmósfera
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FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 BOLILLA 1 LA ATMOSFERA TERRESTRE 1. INTRODUCCION La Atmósfera: Es un sistema que evoluciona y es infinitamente variable, con una estructura compleja en todas las escalas de espacio y tiempo. El hombre vive dentro de un medio físico que le proporciona una condición ambiental muy apretada entre márgenes muy estrechos. El intervalo de temperaturas de este medio contiene el intervalo donde se desarrolla la vida biológica. Asimismo el agua, se encuentra en este medio físico en forma de tres estados: sólido, líquido y gaseoso, gracias a que las temperaturas ambientales son precisamente las idóneas para la existencia o coexistencia de estas tres fases. La agitación turbulenta del aire junto al suelo provoca la remoción del vapor de agua hacia niveles superiores, permitiendo la condensación o depósito y posterior regreso del agua en forma líquida o sólida. • Composición de la Atmósfera La envoltura gaseosa que rodea el planeta que identificamos como atmósfera, consiste en una mezcla de gases. Esta composición es casi constante hasta los 25 km. de altura: COMPOSICION DE LA ATMOSFERA Gas Símbolo % por peso % por volumen Nitrógeno N2 75.52 78.09 Oxigeno O2 23.15 20.95 Argon A 1.28 0.93 Dióxido de Carbono CO2 0.046 0.035 Neon Ne 0.012 0.0018 Helio He 0.0007 0.0005 Metano CH4 0.0008 0.00015 Krypton Kr 0.003 0.0001 Ozono O3 0-0.01 Variable Vapor de agua H20 0-4 Variable Tabla 1. Composición de la atmósfera Nótese que entre el N2 (78%) y el O2 (21%) ocupan el 99% del volumen total del aire seco. En superficie, existe un balance entre la producción y destrucción de los gases atmosféricos. Vapor de Agua: Si bien la concentración de este gas en la atmósfera es muy chica, la presencia del agua merece una consideración aparte. El vapor de agua mezclado en cantidades variables con el Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 aire seco constituye el denominado “aire húmedo”. Dado que el peso molecular del agua (M=18) es inferior al del aire seco, cabría esperar que su vapor acabara concentrándose en capas superiores obedeciendo al equilibrio difusivo o bien que, antes de acceder a él, alcanzara la saturación seguida del correspondiente cambio de estado en un proceso lento de difusión molecular. Es gracias a torbellinos y a corrientes verticales que el vapor de agua tiene rápido acceso a niveles de condensación, con las siguientes formaciones de nubes y precipitaciones, regresando de esta manera el agua a la superficie terrestre. 2. ESTRUCTURA VERTICAL DE LA ATMOSFERA El perfil vertical de la atmósfera se puede dividir en una serie de capas. Esta división puede ser determinada por: la variación de la temperatura del aire, por la concentración de gases o por sus propiedades eléctricas. Antes de ver estas capas, debemos introducir dos conceptos importantes y como varían con la altura en la atmósfera, ellos son: presión y densidad. Las moléculas de aire (como todo cuerpo) se encuentran cerca de la superficie terrestre debido a la fuerza de gravedad. Esta fuerza, hace que las moléculas de aire se compriman cerca de la superficie, haciendo crecer el número de las mismas por unidad de volumen. Dado que la densidad del aire es el número de moléculas por unidad de volumen, y por lo explicado anteriormente la densidad del aire es mayor sobre la superficie y desciende con la altura. Las moléculas de aire tienen peso, de hecho el aire es muy pesado, todo el aire alrededor de la tierra tiene un peso aproximado de 5600 trillones de toneladas!!!. Este peso actúa como una fuerza sobre la tierra. Esta fuerza por unidad de área se llama presión atmosférica. La presión atmosférica es el peso de la columna de aire que se encuentra por encima del nivel considerado. Es por esto que la presión desciende con la altura. Tanto la densidad como la presión descienden con la altura, este decrecimiento es mas rápido cercano a la superficie y luego lo hace mas lentamente. Fig. 1 Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 Fig. 1 Variación de la densidad y presión con la altura Variación térmica vertical Figura 2. Distribución vertical esquemática de las capas de la Atmósfera según la variación de la temperatura. Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 a) La “tropósfera”, donde la temperatura disminuye con la altura, desde el suelo hasta el nivel de una capa fronteriza denominada “tropopausa”; esta se encuentra relativamente baja (8000-9000 m) sobre los polos y alta (16000-18000 m) sobre el ecuador. La taza de disminución promedio de la temperatura con la altura en esta capa es de aprox. 6.5ºC cada 1000m. Esta capa es la más importante de toda la atmósfera ya que en ella se dan los fenómenos meteorológicos más importantes. b) La “estratosfera”, superpuesta a la anterior, distinguiéndose por una primera región prácticamente isoterma y otra superior donde la temperatura aumenta gradualmente con la altura, termina con una “estratopausa” situada hacia los 50 km. da altura. Si bien la temperatura en esta capa aumenta con la altura, la T a unos 30 Km es de -46ºC. Este aumento de la temperatura en esta capa es debido a la presencia de Ozono que juega un papel muy importante en el calentamiento del aire a estas altitudes. c) La “mesósfera” situada por encima de ésta, con temperatura decreciente con la altura, hasta los 85 km., donde se encuentra una “mesopausa”. d) La “termósfera”, mas allá de esta última, con temperatura aumentando en la vertical hasta niveles donde las bases determinantes de esa variable son objeto de reconsideración. Como puede observarse en la figura 2, las capas fronterizas “pausas” coinciden con máximos o mínimos relativos de temperatura y, en teoría, son tratadas como superficies de discontinuidad en la variación de la temperatura con la altitud. 3. ESCALAS DE MOVIMIENTO DE LA ATMOSFERA. La atmósfera es un sistema termohidrodinámico de extraordinaria complejidad en la cual coexisten movimientos tan diferentes como el hemisférico y el molecular, junto con toda la gama de movimientos intermedios. En general las principales escalas de movimiento atmosférico son: a) Macroescala: donde están incluidos los movimientos que se desarrollan en escalas mayores a los 1000 Km., aquí están incluídos los movimientos en ondas largas en la alta atmósfera. b) Mesoescala: donde se incluyen los movimientos entre los 1 y 1000 Km y están incluídos las tormentas, las líneas de inestabilidad, los frentes, etc. c) Microescala: donde se incluyen los movimientos por debajo de los 1 Km. Tornados, las ráfagas y la convección profunda. Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 Figura 3. Relación entre la escala espacial y temporal en al atmósfera. 4. TIEMPO Y CLIMA. Debemos distinguir entre dos conceptos diferentes, que muchas veces son confundidos: TIEMPO: Es el estado instantáneo de la atmósfera en un momento y lugar dados. Su evolución está determinada por la generación, desarrollo y desaparición de las distintas perturbaciones atmosféricas que lo determinan. CLIMA: Es la síntesis de las condiciones meteorológicas correspondientes a un área geográfica dada, elaborada en base a un período suficientemente largo (años, meses, decadas, etc.) como para establecer sus propiedades estadísticas de conjunto (valores medios, varianzas, probabilidades de fenómenos extremos, etc.), definiendo el clima de ese lugar en particular. El clima también cambia, solo que en escalas temporales mas largas que el tiempo. 5. RADIACION La energía transferida desde el sol hacia los objetos se llama Energía radiante o Radiación. La radiación viaja en ondas liberando su energía cuando es absorbida por un objeto. Como estas ondas tienen propiedades eléctricas y magnéticas, se las llama ondas electromagnéticas. Las ondas electromagnéticas no precisan moléculas para propagarse. En el vacío, viajan a una velocidad constante de 300.000 Km/seg, la velocidad de la luz. Uno de los parámetros que caracteriza a las diferentes ondas es la llamada longitud de onda (λ), que se define como la distancia entre una cresta y la siguiente y se expresa en unidades de distancia Fig 4. Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 Fig 4. Caracterización de la radiación de acuerdo a su longitud de onda 5.1 Radiación Solar El sol es la fuente de energía que acciona los procesos atmosféricos. El origen de la energía radiante son las reacciones nucleares que sintetizan helio por fusión de átomos de hidrógeno. La radiación solar que llega al tope de la atmósfera se encuentra en el rango de longitudes de onda de 0.2 y 4 µm (micrómetros, 1 micrómetro = 1*10 -6 m). La distribución espectral muestra que un 7% de ella pertenece al rango ultravioleta, y el resto se divide aproximadamente entre la visible y la infrarroja. Dado que la energía solar se concentra en su mayoría en las longitudes de onda más pequeñas es que se la denomina radiación de onda corta Fig. 5 Ubicación de la energía solar dentro del espectro electromagnético Es común definir una “constante solar” como el valor medio de la radiación recibida en el tope de la atmósfera por unidad de tiempo sobre una superficie unidad expuesta en posición normal al haz de luz incidente, esta constante vale 2 Ly/min, donde 1 Ly corresponde a 1 cal/cm2. La energía Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 recibida en la atmósfera se absorbe, transforma y convierte en otras formas, pero conservando un balance de energía entre la que se gana y la que se pierde al espacio. Es posible aproximar la distribución espectral de energía del sol, sabiendo que el emite en la forma de cuerpo negro. Un cuerpo negro se define a cualquier objeto que tiene una perfecta absorción de la radiación y también es un perfecto emisor. La intensidad de la radiación emitida por un cuerpo negro a una cierta una temperatura T viene dada por la ley de Planck. De este modo podemos aproximar el espectro solar con el espectro teórico de cuerpo negro emitiendo a una temperatura de 6000 K( la temperatura media del Sol), aplicando la ley de Planck, nos da la energía en función de la temperatura y longitud de onda. Junto al espectro teórico se puede observar el espectro experimental antes y después de atravesar la atmósfera. La reducción de la radiación a su paso por la atmósfera, hasta llegar al suelo se debe a dos efectos: absorción y dispersión. En el rango de ondas cortas (ultravioleta) el ozono elimina por absorción prácticamente toda la banda espectral a la izquierda del valor de 0.29 µm. Del otro lado (infrarrojo) el vapor de agua y el anhídrido carbónico ocasionan bandas de absorción alternadas. También el humo, el polvo y algunas partículas en suspensión dan lugar a absorciones variables. A diferencia del fenómeno de absorción, la dispersión ocasiona un cambio en la dirección de la línea de propagación. Las partículas sólidas del aerosol atmosférico, así como las gotitas y los cristales de hielo de las nubes, más bien reflejan la radiación, lo que se conoce como “reflexión difusa”. Figura 6. Radiación solar en el tope de la atmósfera y sobre la superficie terrestre. 5.2 Radiación terrestre. Parte de la radiación de onda corta emitida por el sol es absorbida por la superficie del planeta y reemitida en forma de energía radiante, pero en otra banda espectral de mayor longitud de onda, en el infrarrojo. Debido a esta a la radiación terrestre se le llama radiación de onda larga. La banda espectral de la radiación terrestre se encuentra entre las 4 y 50 µm, con un máximo hacia las Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 10 µm, lo que tiene una temperatura de unos 236 K y según la ley de Planck se puede expresar la energía emitida en función de la longitud de onda y de la temperatura. La radiación infrarroja (energía calorífica) calienta las capas bajas de la atmósfera produciendo una disminución de la temperatura con la altura, hasta llegar al límite de la tropósfera. Las sustancias que no absorben mas que pequeñas cantidades de radiación solar son, por el contrario, buenos emisores y buenos absorbentes de la radiación de onda larga de la tierra. Cada gas atmosférico es un absorbente selectivo de la radiación terrestre. Sólo absorben algunas longitudes de onda dejando pasar las otras. Por ejemplo el ozono no absorbe en el infrarrojo mas que moderadamente en la banda de 9.6 a 15 µm. El vapor de agua y el anhídrido carbónico son los absorbentes más importantes de la radiación terrestre. Sin embargo, una parte de la radiación terrestre no es absorbida por esos dos gases. Son las longitudes de onda comprendidas en la banda de 8 a 13 µm, que se conoce con el nombre de “ventana atmosférica”. Las nubes, cuando existen, son incluso mejores absorbentes de la radiación de onda larga. La radiación terrestre que reflejan es prácticamente despreciable, mientras que, por el contrario, la reflexión de la radiación solar es importante. La absorción de la radiación terrestre por la atmósfera, implica un aumento del vapor de agua, anhídrido carbonico y nubosidad en la atmósfera, los cuales a su vez emiten una radiación propia de mayor longitud de onda. Una parte de la energía así originada vuelve a la superficie terrestre, de modo que la tierra recibe a la vez la radiación de onda corta proveniente del sol y la radiación de onda larga que viene de la atmósfera. Una parte de la radiación terrestre se escapa directamente al espacio, a través de la “ventana atmosférica”. Otra parte de esta radiación de gran longitud de onda absorbida por el vapor de agua, el anhídrido carbónico y las nubes, también es radiada después al espacio exterior. Durante la noche, la radiación solar cesa, pero los otros procesos continúan (p.ejemplo: pérdida de radiación de onda larga hacia el espacio). Fig 7 Radiación solar y terrestre 5.3 Balance de energía. Se sabe que desde hace siglos la temperatura media próxima a la superficie de la tierra ha permanecido constante a 15°C aproximadamente. Por lo tanto, la tierra se encuentra en equilibrio Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE INTRODUCCION A LA METEOROLOGIA 2011 radiativo, ya que emite tanta energía como la que recibe. En promedio el 65% de la radiación solar que llega a la tierra es absorbida por la superficie terrestre y su atmósfera. Esta radiación transformada en calor origina un aumento de la temperatura de ambas. La radiación que proviene del sol proporciona la energía necesaria para las corrientes de la atmósfera y los océanos. Pero esta radiación no se pierde, simplemente se transforma en calor, energía cinética, energía potencial, etc. de las partículas en movimiento. En realidad, la energía solar puede transformarse varias veces en el transcurso de los diferentes procesos de intercambio de calor entre la tierra y su atmósfera. En ciertos casos la energía solar absorbida por el sistema tierra-atmósfera es de nuevo radiada al espacio. Pero emitiendo aproximadamente tanta energía como recibe, este sistema permanece en un casi estacionario equilibrio radiativo. Fig 8. Esquema del Balance de Radiación Pero este equilibrio no se da en todas las latitudes. En la región comprendida entre los paralelos 35°N y 35°S, la energía absorbida es mayor que la radiada al espacio. Esta región se caracteriza, pues, por un exceso de energía. Por el contrario, en las regiones comprendidas entre 35° y los polos, existe un déficit de energía. Fig 9 Figura 9. Balance de radiación Bolilla 1 Atmósfera Dra. Madeleine Renom
