UNIVERSIDAD DE LA REPUBLICA FACULTAD DE CIENCIAS CURSO DE CLIMATOLOGIA 2010 (LICENCIATURA EN GEOGRAFIA)

TEMA 1

El Sistema Climático 1.1 Definición de 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. 1.2 Definición de Clima En forma sencilla, el clima se define como el promedio o estado típico del tiempo en un momento y lugar dados. Su descripción incluye el promedio de variables como la temperatura, la precipitación, la humedad, cobertura nubosa, etc., axial como la desviación esperable de esas variables respecto al promedio. En términos más correctos, el clima es el estado del medio ambiente habitable (descrito estadísticamente) que resulta de la interacción entre los Siguientes componentes del Sistema Climático (figura 1.1): a) LA ATMÓSFERA, que es la componente de más rápida variación y la más activa del punto de vista energético. b) LA HIDRÓSFERA, incluyendo los océanos y todos los reservorios de agua en forma liquida, los cuales son la mayor fuente de humedad para la precipitación y que intercambian gases, como el CO2, y partículas de sal con la atmósfera. Los océanos 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. c) LA CRIOSFERA, que comprende las capas de hielo continental y marino, sobre y por debajo de la superficie terrestre, así como también todos los depósitos de nieve del mundo. Juega un papel especial en el balance radiativo terrestre. d) LOS CONTINENTES, que afectan el flujo atmosférico y oceánico por su geometría y morfología (topografía, cobertura vegetal), y el ciclo hidrológico a través de su capacidad de almacenar agua. e) LA BIÓSFERA, que comprende todas las formas de vida en el planeta (vegetal y animal), y que afecta las propiedades físicas del aire y del agua a través de la respiración y otras reacciones químicas

Figura 1.1 Esquema del Sistema Climático Terrestre

Cada una de las componentes se halla en permanente interacción con las restantes. Si se tienen en cuenta sus diferentes tiempos de respuesta a una dada perturbación introducida en el Sistema, resulta lógico esperar que dicho Sistema no logre alcanzar un equilibrio estático sino que, permanentemente, se encuentra ligeramente desequilibrado. Además de las complejas interacciones existentes entre las componentes del Sistema Climático, el mismo se encuentra condicionado por ciertos forzantes externos, tanto naturales (el Sol) como antropogénicos (debidos al hombre). El término "Variabilidad Climática" es usado para destacar variabilidad dentro del clima, o sea fluctuaciones en las propiedades estadísticas sobre períodos de meses, años o décadas. De esa manera se determinan límites dentro de los cuales los valores medios, desvíos o frecuencias de valores entre los límites establecidos puede ser aceptada como normal. Los eventos fuera de estos límites pueden ser vistos como anómalos a un cierto nivel de significación. Y si las propiedades estadísticas de una secuencia de años, décadas, etc. difieren considerablemente respecto de otra secuencia de años, décadas, etc. de referencia, podemos hablar de "Cambio Climático" sobre una escala de tiempo adecuada.

TEMA 2

La atmósfera La envoltura gaseosa que rodea el planeta que identificamos como atmósfera, consiste en una mezcla de gases, tiene una composición casi constante hasta los 25 km. de altura:

Gas (* gases variables)

Fórmula química Volumen en porcentaje

Nitrógeno N2 78.08% Oxigeno O2 20.95%

*Vapor de agua H2O 0 a 4% Argón Ar 0.0018%

*Dióxido de Carbono CO2 0.0360% Neón Ne 0.0018% Helio He 0.00005%

*Metano CH4 0.00017% Hidrogeno H2 0.00005%

*Oxido nitroso N2O 0.00003%

*Ozono O3 0.000004%

Tabla 1 Composición promedio de la atmósfera hasta una altitud de 25 km.

Las proporciones de estos gases se mantienen casi constantes con la altura y esto se debe a la permanente mezcla vertical por agitación, que supera a la separación difusiva que es comparativamente lenta, de los gases componentes según sus pesos moleculares respectivos. La atmósfera terrestre tiene varias funciones: sirve, en parte, de sombrilla para resguardarnos de la luz solar, como escudo de protección contra los rayos ultravioletas solares dañinos, y como frazada que atrapa el calor manteniendo a la superficie de la Tierra en condiciones habitables. La atmósfera logra esto aún siendo una delgada capa de gases; si nuestro planeta fuera del tamaño de una manzana, la atmósfera sería tan ancha como la cáscara. Nuestro confort y seguridad depende de las interacciones entre los fotones de la luz solar y las moléculas de los gases que forman la atmósfera. Esto ha mantenido temperaturas moderadas que aseguraron la presencia de agua en forma líquida a lo largo de la historia del planeta, una condición vital para la presencia de vida. Las condiciones son muy diferentes, por ejemplo, en Venus y Marte, nuestros vecinos más cercano y más lejano del Sol, respectivamente. En Marte las temperaturas son tan bajas que toda la escasa agua se encuentra congelada, mientras que en Venus son tan altas que toda el agua se evaporó y escapó al espacio. Pero no sólo la distancia Tierra-Sol es importante, la composición atmosférica es fundamental. Para entender la importancia de la composición

atmosférica es necesario entender la naturaleza de la luz y su interacción con las moléculas de aire. 2.1 Comparación entre Venus, Marte y la Tierra Los círculos negros llenos de la figura 2.1 muestran la temperatura de superficie de los tres planetas en función de su distancia al Sol.

Figura 2.1 – Comparación de la temperatura de Venus, Tierra y Marte en función de la distancia al Sol (106 Km.).

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. ¿Qué parte de la diferencia de temperaturas entre planetas depende de su distancia al Sol, y que parte depende de la composición atmosférica? Para determinar la temperatura de un planeta debido únicamente a su posición respecto del Sol (independiente de su composición atmosférica) invocamos la ley de conservación de la energía. Esa ley nos dice, que en estado de equilibrio, el planeta absorbe y emite iguales cantidades de energía. Como los planetas están aislados en el espacio, pueden ganar/perder energía únicamente por radiación. Consideremos la siguiente figura 2.2

Figura 2.2 – Absorción y radiación de energía en un planeta esférico Si el flujo de energía solar por unidad de área es S y el planeta tiene radio R, entonces la energía solar que recibe el planeta es

Qs = πR2S La energía que irradia la Tierra está dada por la ley de Stefan Boltzman, o sea

Qt = 4 πR2 σTe4

En estado de equilibrio Qs = Qt, y nos permite calcular la temperatura de emisión

Te = (S/4σ)1/4

Esta sería la temperatura de un planeta que absorbe toda la radiación solar y que no tiene atmósfera. Como la energía solar por unidad de área S depende de la distancia planeta-sol, esta temperatura disminuye cuanto mas nos alejamos del Sol, y se muestra como la línea continua en la figura 2. Note que esta curva difiere de la temperatura observada.

2.1.a Albedo

Para mejorar el modelo es necesario considerar que no toda la energía solar es absorbida por el planeta ya que parte de esta 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. Venus refleja un 75% y Marte un 15%. La alta reflectividad de Venus implica que únicamente el 25% de la energía solar es absorbida, aún cuando está mucho más cerca del Sol que la Tierra. Para calcular la temperatura de equilibrio de un planeta con cierto albedo α basta con modificar la radiación solar por un factor (1- α):

Qs = (1- α) πR2S y la temperatura de emisión queda:

Te = [(1- α)S/ 4σ]1/4

Considerando el efecto del albedo planetario la temperatura Te estimada es aún mas baja que la observada (círculos abiertos en la figura 2). Vemos que 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? Falta considerar la composición atmosférica y el efecto invernadero. 2.1.b 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 2 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 -18°C, y no el valor actual +15 °C. 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 cambio, los gases más abundantes en la atmósfera terrestre (nitrógeno y oxígeno) no son capaces de absorber calor desde la superficie terrestre. El efecto invernadero de la Tierra 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 (tabla 1). 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.

El efecto invernadero se puede entender considerando un modelo muy idealizado de atmósfera, en el cual ésta se representa por una lámina de vidrio de temperatura uniforme (figura 2.3).

Figura 2.3 – Modelo esquemático de efecto invernadero.

La atmósfera es transparente a la radiación solar S, que llega a la superficie terrestre. Al calentarse, la superficie comienza a emitir radiación de onda larga G, la cual es absorbida por el vidrio que se empieza a calentar y a emitir radiación. Para que el sistema esté en equilibrio, éste debe absorber tanta energía como emite, por lo que el vidrio debe emitir S hacia el espacio. Como el vidrio tiene temperatura uniforme debe emitir también S hacia la superficie. Por lo tanto la superficie recibe una radiación neta igual a 2S, el doble de radiación que recibiría en ausencia del vidrio. Así la superficie adquiere una temperatura mas alta que en ausencia del efecto invernadero del vidrio. Notar que la superficie está a una temperatura más alta que el vidrio ya que este último sólo irradia una cantidad de energía S. A su vez, este ejemplo muestra que si un planeta tiene atmósfera, la temperatura de emisión que se debe usar en los cálculos de balance energía realizados más arriba corresponde a una temperatura en altura y no la de superficie.

TEMA 3

Interacción de la luz con la atmósfera

Como describimos más arriba la atmósfera tiene propiedades físicas inusuales: a pesar de que atrapa la energía emitida por la Tierra, es transparente a la energía solar. A su vez, el albedo terrestre depende principalmente de las nubes, las cuales son blancas y por lo tanto reflejan mucha de la luz incidente. Si las nubes están compuestas de gotas de agua transparentes, ¿porqué las nubes son blancas? Para responder estas preguntas es necesario estudiar la naturaleza de la luz. 3.1 Dispersión de la luz Si bien la luz tiene una naturaleza dual partícula onda, en esta sección consideraremos la luz como un fenómeno ondulatorio donde el color depende de la longitud de la onda. Así, la luz roja tiene una longitud de onda larga, mientras que la luz azul tiene una longitud de onda corta. Newton demostró, usando un prisma, que la luz blanca del sol puede descomponerse en un continuo de colores que forman el arco iris. ¿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 ahi. La Tierra es diferente pues tiene una atmósfera compuesta por moléculas y partículas suspendidas que dispersan la luz. En regla general, cuanta 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 ~ (2 π r / 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. En términos cuantitativos y usando la fórmula anterior la dispersión del azul (λ = 0.47 µm) con respecto a la del rojo (λ = 0.64 µm) es (.64/.47)4

= 3.45 veces mayor. Por la misma razón, cuando miramos el Sol de frente al mediodía nos parece que es amarillo pues los rayos han “perdido” su componente azul. 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. 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, tienen 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 blanco. La concentración de aerosoles en la atmósfera ha venido aumentando por la actividad industrial. No obstante, al contrario de los gases de invernadero, los aerosoles tienden a enfriar el planeta pues reflejan la luz solar. 3.2 Radiación y absorción de luz El efecto invernadero depende de las diferentes longitudes de onda de emisión del Sol y la Tierra, una consecuencia directa de las temperaturas de estos cuerpos. Cuanto más caliente está un cuerpo mas corta es la longitud de onda del color predominante. El Sol, que está a una temperatura de 6000 K emite predominantemente ondas cortas, amarillas, mientras que la Tierra a una temperatura de 15 C (288 K) emite radiación infrarroja.

Figura 3.1 – Radiación solar y terrestre

¿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 continuo de longitudes de onda, y nosotros la experimentamos como luz y calor. En el caso de un gas la radiación es más 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.

Así, cuando luz blanca emitida por un cuerpo pasa por una cámara con gas sodio, aparece una línea negra en el espectro donde debiera haber energía en el amarillo que marca la absorción de energía por el sodio. A una temperatura de 6000 K el Sol emite un espectro contínuo de luz, la mayor parte en el visible. Cuando esta radiación 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 más larga (y por ende menos energéticos) lleguen a la superficie terrestre. 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 foto disociar moléculas, como sí podría la radiación ultravioleta. Puede si, causar que átomos o moléculas comiencen a rotar o vibrar más rápidamente (figura 3.2).

Figura 3.2 – Posible interacción entre una onda electromagnética y átomos/moléculas.

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 mas fácilmente con ondas de diversa longitud. (por ejemplo 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 foto disocia y ioniza estos gases en la atmósfera alta. Así, los dos gases más abundantes en la atmósfera no interaccionan con la radiación de onda larga emitida por la Tierra.

Los gases de invernadero, aquellos que interaccionan con la radiación terrestre, se pueden identificar inspeccionando el espectro de radiación que la Tierra manda al espacio. La figura 3.3 muestra el espectro medido por un satélite cuando pasaba por la isla de Guam en el océano Pacífico tropical.

Figura 3.3 – Espectro de radiación terrestre medida desde un satélite sobre la isla de Guam (línea irregular); radiación esperada para

superficies a diferentes temperaturas (líneas suaves).

Las líneas suaves representan la radiación a emitir si la atmósfera no tuviera gases de efecto invernadero, para varias temperaturas. La temperatura de superficie en Guam es cercana a los 27 °C, y parte de la curva del espectro observado se corresponden bastante bien. La diferencia entre el espectro observado y el teórico para 27 °C es mayor para una banda de longitudes de onda centradas en 15 µm aquella para la cual absorbe el dióxido de carbono. Otra diferencia significativa ocurre para λ ~ 10 µm, que es la ventana de absorción del ozono. Así, el ozono no sólo absorbe radiación ultravioleta en la estratosfera, sino que es un potente gas de efecto invernadero. Entre los 10 y los 15 µm existe una ventana por la cual la radiación infrarroja escapa al espacio. Cualquier adición de gas en la atmósfera que absorba en esta ventana contribuirá más al calentamiento global del planeta que el dióxido de carbono. Las moléculas de CFC son muy efectivas en absorber en esta ventana. Por lo tanto los CFC no sólo causan la destrucción de la capa de ozono en la estratosfera, sino que contribuyen al efecto invernadero. Por último hay que notar que el vapor de agua es el gas de efecto invernadero que absorbe en la mayor cantidad de longitudes de onda terrestre. No obstante, determinar el efecto invernadero del vapor de agua no es simple ya que su contribución depende de la temperatura de la atmósfera. Cuanto mayor es la temperatura atmosférica, mayor es la cantidad de vapor de agua que puede contener. Por lo tanto, un incremento de la temperatura tiende a aumentar el contenido de vapor de agua en la atmósfera. Una vez que existe

mas vapor de agua, la temperatura tiende aumenta aun más. Este proceso de retroalimentación positiva del vapor de agua es una característica fundamental del sistema climático. 3.3 Estructura vertical térmica de la atmósfera Si la atmósfera fuera una simple frazada transparente a la radiación solar y opaca a la radiación terrestre la temperatura debería ser máxima en la superficie y disminuir monotónicamente con la altura. En realidad la estructura vertical es mucho mas compleja y se pueden definir capas llamadas troposfera, estratosfera, mesosfera y termosfera donde las temperaturas aumentan y disminuyen alternadamente (figura 3.4).

Figura 3.4 – Estructura vertical de la atmósfera

Esta estructura se debe a la absorción de radiación solar proveniente del espacio por los gases en la atmósfera, lo cual genera calor y calienta las diferentes capas. (Esto debe compararse con el efecto invernadero, el cual involucra la absorción de radiación de onda larga desde abajo y por lo tanto la temperatura disminuye con la altura.) Así, podemos identificar a la termosfera y la estratosfera como las capas donde existe absorción de radiación solar. En la termósfera (~ 200 km.) la radiación solar mas energética (y la más peligrosa para la vida terrestre) es absorbida por el nitrógeno y el oxígeno los

cuales son foto disociados en el proceso. Esto crea una ionosfera a grandes altitudes donde existe una gran abundancia de átomos y moléculas de oxígeno. Los rayos ultravioletas que logran pasar la termosfera encuentran la estratosfera, nuestra segunda línea de defensa, donde son absorbidos por el ozono. Las interacciones entre luz y aire discutidas hasta ahora pueden explicar fenómenos como el efecto invernadero y la estructura térmica de la atmósfera. No obstante, las explicaciones son necesariamente cualitativas pues hasta ahora hemos despreciado los movimientos atmosféricos que distribuyen calor y materia verticalmente, enfriando así la superficie terrestre. Referencias

● “Is the temperature rising? The uncertain sience of global warming.” G. Philander ● Curso “The Climate System”, Columbia University. http://eesc.columbia.edu/courses/ees/climate/index.html