| 1-2: In English | 1-2: Em Português |
© Richard C. Seagrave y Eugene S. Takle
La meta de esta unidad es utilizar algo de física básica para ayudarnos a entender las características de largo plazo de la atmósfera: porqué la atmósfera es como es, cómo llegó a ser así, y qué es necesario para que se den cambios significativos en su estructura y composición. La NASA proporciona cierta información suplementaria en este tema.
Comencemos mirando al Sistema Solar, a las características físicas de los planetas y a su relación con el Sol. En la tabla anexa se presentan varias características de los cuerpos que tienen atmósfera en nuestro Sistema Solar, listados según su distancia Sol (a excepción de Titán, que es un satélite de Saturno). La primera columna da el tamaño del cuerpo según su radio, Rp. El tamaño del planeta determina su aceleración gravitacional, como puede verse en la correlación existente entre el radio y go, en la segunda columna. A su vez, la gravedad determina la velocidad de escape, Ve, dada en la columna 3. Ve es la velocidad mínima con la que las moléculas se deben mover para poder escapar de la atracción gravitacional del cuerpo. La Tierra, por ejemplo, siendo el cuarto planeta más pequeño en esta lista, tiene la cuarta velocidad más pequeña de escape: 11,2 km/s o cerca de 7 millas por segundo. Si deseáramos lanzar una nave espacial que estuviera totalmente libre del campo gravitacional de la Tierra, tendría que tener una velocidad de 7 millas por segundo. El sólo poner una nave espacial en órbita, claro, es otro problema, porque los parámetros orbitales son determinados por el equilibrio entre la fuerza gravitacional y el movimiento de la nave espacial, como será mostrado en la unidad de los satélites.
La velocidad de escape se puede calcular a partir del balance entre la energía gravitacional en
la superficie del planeta y la energía cinética:
mgRp el = 1/2 mVe2
-- Ve = (2gRp) 1/2
Esto demuestra que la velocidad de escape no depende de la masa de la partícula que intenta escapar, por lo que la velocidad de escape es la misma para un vehículo espacial que para una molécula de hidrógeno.
El Albedo (A), dado en la columna 5, es la fracción de la energía incidente en la superficie del planeta que es reflejada de nuevo al espacio. Por otra parte, 1-A es la fracción de energía que es absorbida por el planeta y su atmósfera. Un cuerpo que absorbe perfectamente tiene un albedo de cero, y un cuerpo que refleja perfectamente tiene un albedo de 1,0. La Tierra tiene un albedo cercano al promedio para la mayoría de los planetas: 0,29. El albedo y la distancia del Sol son los factores que determinan la temperatura efectiva de un cuerpo.
La temperatura efectiva de un cuerpo da una aproximación de la temperatura a la que se
encuentran los componentes gaseosos en el " borde externo " de su atmósfera. Esta temperatura
determina la velocidad más probable de cada componente en esta región, dada por la
ecuación:
VM = (2kT/M mH) 1/2
donde
VM = velocidad mas probable para una molécula con peso M
k = constante de Boltzmann (1,38 x 10-23 J degK-1)
T = temperatura efectiva
M = peso molecular de una especie particular de gas
mH = masa del átomo del hidrógeno (1,67 x 10-27 kg)
Observar que las moléculas más masivas, como el CO2 con peso molecular 44, tienen velocidades probables mucho más bajas que el hidrógeno, con peso molecular 1 o que el helio, con el peso molecular 4. Esto significa que para un planeta dado, con aceleración gravitacional y velocidad de escape dadas, las moléculas más ligeras son las que más probablemente excederán la velocidad de escape y dejaran la atmósfera del planeta. En la séptima columna de la tabla se da la velocidad más probable del hidrógeno (VH) para la temperatura efectiva, Te, correspondiente. Aunque la temperatura en el " borde externo " de la atmósfera de un planeta puede ser absolutamente diferente de Te , la columna 7 nos permite comparar una típica velocidad más probable con Ve para un planeta. Entre más cercana este la velocidad más probable de la velocidad de escape, más alta será la fracción de las moléculas que pueden escaparse del planeta.
En la siguiente tabla se lista la contribución parcial de cada uno de los gases a la masa atmosférica total de cada cuerpo. La comparación entre las dos tablas explica porqué Venus, la Tierra, y Marte, con sus velocidades bajas de escape, tienen concentraciones muy bajas de elementos más ligeros. No esperamos encontrar, y de hecho no encontramos, mucho hidrógeno o helio en Venus, Tierra, o Marte porque estos elementos ligeros tienen velocidades probables relativamente altas con respecto a las velocidades de escape para estos planetas y, además, no hay en estos planetas ninguna fuente de elementos ligeros . Para moléculas más masivas, una velocidad mas probable menor significa que el escape es menos probable. Por ejemplo, para CO2 (M=44) a la temperatura efectiva de la Tierra, Vo (CO2) = 310 m/s o 0,31 km/s. El tiempo requerido por el dióxido de carbono para dejar el planeta es largo comparado con la edad de la Tierra, que es cerca de 4-5 mil millones años.
En la primera tabla de esta unidad, la columna etiquetada po muestra la presión superficial para cada uno de los cuerpos. Observar que Marte, el más pequeño de los planetas listados y que tiene una velocidad de escape de solamente alrededor de 5 km/s, no tiene casi atmósfera. La mayoría de los gases atmosféricos de Marte han podido escaparse, siendo el dióxido de carbono el gas restante predominante. La Tierra, por otra parte, tiene una concentración de CO 2 de solo 3,60 x 10-4, o cerca de 360 moléculas por millón de moléculas atmosféricas totales (partes por millón por el volumen, o ppmv).
Es importante notar que la Tierra es inusual porque es el único planeta que tiene una cantidad importante de oxígeno en su atmósfera. Venus y Marte tienen cantidades traza de este gas, pero la Tierra tiene una cantidad notable de oxígeno y también de nitrógeno.
En la imagen siguiente se muestran cuatro etapas de la evolución de la atmósfera de la Tierra. La Tierra probablemente fue un producto que se desprendió rotundo del Sol, que esta compuesto sobre todo de hidrógeno y helio. Cuando la Tierra se formó y se enfrió, su atmósfera primaria (Atmósfera I) probablemente estuvo compuesta de amoníaco y otros compuestos de elementos como el bromo, el cloro, el flúor, y el azufre. Los componentes de esta atmósfera habrían sido producto de expulsiones de gases y similares a los que salen de los volcanes: ácido sulfhídrico, ácido clorhídrico, ácido fluorhídrico y amoníaco. Si usted recuerda algo de química, admitirá que éstos no son productos químicos agradables para tener cerca.
Sin embargo, esta atmósfera no duró mucho, rápidamente empezó a ser substituida por una atmósfera compuesta por agua, CO2 y nitrógeno (Atmósfera II). Cuando la Tierra se enfrió más y paso a condiciones por debajo de la presión crítica y de la temperatura crítica del agua, esta por supuesto se empezó a condensar y así se formaron los océanos. De esta manera, el agua gradualmente fue desapareciendo como componente mayoritario de la atmósfera. Éste es el período más interesante para nosotros, el período entre las Atmósferas II y III, este último caracterizado por la aparición del oxígeno, producido posiblemente por la ruptura fotoquímica del agua. La presencia del oxígeno para proteger la superficie de la tierra de la luz ultravioleta permitió el surgimiento de las plantas fotosintéticas, que consumieron al abundante CO2 y emitieron oxígeno, disminuyendo así al primero y realzando la abundancia relativa del último, dando como resultado la atmósfera que tenemos hoy.
Ahora consideremos los factores que determinan la temperatura de un planeta. El Sol tiene una temperatura de cerca de 6.000 K y está situado a 149 millones de kilómetros (93 millones de millas) de la Tierra. La densidad de flujo de la energía solar que llega del Sol a la Tierra es 1367 Watts/m2 o 430 Btu/hr/ft2, a la que nos referiremos como constante solar, S (aunque un examen mas cuidadoso nos indica que, de hecho, no es constante). Si la Tierra absorbiera toda esta energía sobre un disco de área (pi R2) y la re-radiara al espacio exterior como una esfera (de área 4 pi R2), el balance de energía según la ley de Stefan-Boltzmann nos daría una estimación de la temperatura efectiva de la Tierra:
E * = sigma T4 , donde sigma = 6,67 x 10-8 W m-2 K-4
-- (pi R2) S = sigma T4 (4 pi R2)
-- T = [ (pi S)/(4 sigma) ]1/4
= 277 K, o 4 C (40 F)
Si recordamos que solamente una fracción de la energía incidente es absorbida por Tierra, dada por (1-A) donde A es el albedo, una segunda aproximación para la temperatura de la Tierra nos da 256 K o -17 °C (1.6 °F) como valor para la temperatura efectiva. Esto esta mucho más lejos de la temperatura superficial media observada de 283 K, o de 15 °C (59 °F) que la hallada con la primera aproximación.
Se requiere una aproximación mas refinada para obtener una temperatura para la Tierra que este cerca del valor observado. El factor no considerado en las aproximaciones anteriores es el efecto de la atmósfera, para lo cual necesitamos entender la relación entre la temperatura de radiación y la longitud de onda espectral dominante.
La figura anexa da una representación esquemática del flujo de energía emitido por el Sol (curva izquierda) radiando a alrededor de 6,000 K y la Tierra (curva derecha) que radia aproximadamente a 300 K. Observe que la longitud de onda de la energía radiada para el Sol esta centrada en 0,5 micras (0,5 x 10-6 m) y en 10 micras para la Tierra. El Sol radia energía visible y la Tierra radia energía infrarroja. La relación entre la temperatura y la longitud de onda máxima de la radiación esta dada por la ley del Desplazamiento de Wien, que es
T = 2897/lm,
donde T es la temperatura de radiación en oK y lm es longitud de onda en micras.
Un objeto o un gas absorberá energía de manera diferente a diversas longitudes de onda, dependiendo de la estructura atómica de sus moléculas. En las longitudes de onda del visible, los objetos aparentemente oscuros absorben más energía que objetos claros. Un objeto que a nuestros ojos es rojo recibe la luz visible del Sol o de otra fuente y absorbe todas las longitudes de onda excepto el rojo, que refleja. Un objeto negro absorbe casi toda la energía en todas las longitudes de onda.
Un gas absorberá alguna fracción de la energía radiante incidente en él. La figura anexa muestra la absortividad de varios gases, que varia entre 0 y 1,0, para varias longitudes de onda de energía radiante en el espectro visible e infrarrojo. El Sol radia más fuertemente en longitudes de onda alrededor de su máximo (cerca de las 0,5 micras) así que prácticamente toda su energía por debajo de las 0,3 micras (luz ultravioleta) será absorbida por el ozono; ahora bien, ninguno de los componentes atmosféricos absorben mucho en " la ventana del visible " entre 0,3 y 0,7 micras.
Por otra parte, la energía que proviene de la Tierra es radiada en un intervalo de longitudes de onda centrado en alrededor de las 10 micras. Esto, según la gráfica, es la región en donde la energía es fuertemente absorbida por el vapor de agua, H2O, por el dióxido de carbono CO2, y, en ciertas longitudes de onda, por el metano (CH4), por el óxido nitroso (N2O), por el oxígeno (O2) y por el ozono (O3). El gráfico al final de la figura da la absorción total de todos los gases en el atmósfera.
Las características absorbentes de la atmósfera de la tierra nos permiten desarrollar una tercera aproximación para la temperatura de radiación para la Tierra. La atmósfera se comporta como una "manta" unidireccional que le permite a la energía solar entrar y absorbe a la energía infrarroja saliente emitida por la Tierra. Se debe observar que toda la energía emitida por la Tierra eventualmente escapa al espacio exterior, pero la cubierta esférica de la atmósfera interrumpe este flujo de energía al radiarla de regreso hacia la tierra, de manera que esta aumenta su temperatura y emite entonces aun mas (como lo requiere la ecuación de Stefan-Boltzmann). El equilibrio final que se alcanza tiene una temperatura superficial mayor pero la misma cantidad de energía saliendo del tope de la atmósfera al espacio exterior.
Si suponemos que la atmósfera absorbe el 90% energía saliente de la Tierra pero ninguna
de la proveniente del Sol, tendremos una tercera aproximación para la temperatura superficial,
como se muestra en siguiente
figura. Con este modelo de balance de energía para la Tierra se obtiene la misma temperatura
efectiva para la radiación al espacio (256 K o 1.6°F) para "borde mas externo" de la
atmósfera, pero también se obtiene una temperatura de superficie de 283 K, (59°F),
que es el valor correcto observado.
Este modelo simple demuestra el importante papel que juega la atmósfera en la determinación
de la temperatura superficial del planeta y también muestra que el factor crítico para
determinar su absortividad total es el tipo exacto de gases que componen a la atmósfera. El hecho
importante, como veremos mas adelante, es que la temperatura superficial resultante permite que el
H2O pueda existir en sus tres fases en abundante cantidad, de tal modo que
simultáneamente exista como vapor de agua para atrapar la radiación infrarroja en la
atmósfera y que exista en forma condensada para crear los océanos a nivel global.
Resumiendo los dos principales puntos descritos hasta ahora en esta unidad: (1) el campo gravitacional y la velocidad de escape en un planeta determinan la cantidad de atmósfera que éste es capaz conservar, y (2) las leyes de radiación y las propiedades de absorción de la atmósfera determinan tanto la temperatura efectiva radiante como la temperatura superficial del planeta.
Las concentraciones de los gases que esperamos estén presentes en la atmósfera terrestre se pueden calcular por medio de algunos conceptos de equilibrio térmico y químico dados en los cursos de química básica. Sin embargo, los resultados de tales cálculos para las concentraciones de equilibrio de estos gases, mostrados en la siguiente tabla, ni remotamente se acercan a las concentraciones parciales observadas en el presente. Por ejemplo, los cálculos de equilibrio sugieren que el nitrógeno debe tener una concentración de 10-10, mientras que, de hecho, se encuentra por arriba del 78% (0,78). Los mismos cálculos señalan que no habría oxigeno, pero el valor actual es de casi 22%. Del metano solamente se tendría una concentración de 10-35, en lugar de 1.7 partes por millón observadas. Asimismo, los resultados para el óxido nitroso, el amoníaco, y el hidrógeno calculados por estos métodos están muy por debajo de los niveles actuales. Solo podemos concluir que nuestra suposición de equilibrio es incorrecta, y que, de hecho, la atmósfera deber estar en constante estado de reacción química con entradas y salidas de gases. El conocimiento de las concentraciones de equilibrio y de las tasas de esas entradas y salidas permite estimar el tiempo de residencia para cada molécula. Estos tiempos varían de 10 días a 107 anos, según se muestra en la tabla.
La siguiente gráfica muestra la distribución vertical de la temperatura en la atmósfera terrestre. Este diagrama es un promedio global que resume los cambios espaciales (para diversos lugares en la Tierra) y temporales, que serán discutidos en la unidad de Estructura y Circulación Atmosférica. Observe que la temperatura disminuye de manera casi lineal de alrededor de los 15°C en la superficie hasta casi -55°C a una altitud de 10 kilómetros sobre la superficie de la Tierra. Esta región de la atmósfera, llamada la troposfera, contiene cerca de los tres cuartos de la masa de la atmósfera; su tope se llama tropopausa. Sobre la tropopausa está una región de 10 kilómetros de grosor que tiene una temperatura constante y por encima de esta capa la temperatura aumenta con la altura hasta alrededor de 0°C a una altura de 50 kilómetros. Esta región sobre el tropopausa y por debajo del estratopausa, a 50 kilómetros, se llama la estratosfera. Noventa nueve por ciento de la atmósfera esta confinada en los 30 primeros kilómetros, y el 99,9% está por debajo de los 50 kilómetros. La densidad extremadamente baja de la atmósfera en la estratosfera superior y por encima de ella le da un significado diferente al concepto de la temperatura. La porción de la atmósfera que es relevante para los temas de cambio climático se encuentra por debajo de los 30 Km.
Los 50 kilómetros más bajos de la atmósfera están relativamente bien mezclados por la convección y por los procesos turbulentos, de tal manera que la mezcla de gases atmosféricos es bastante homogénea en esta región. Las masas del nitrógeno y del oxígeno disminuyen exponencialmente con la altura a través de la troposfera. El ozono es producido por procesos fotoquímicos en la estratosfera, así que su concentración aumenta desde la base de la estratosfera hasta un máximo alrededor de los 30 kilómetros y después disminuye. El oxígeno monoatomico y el hidrógeno monoatómico existen en concentraciones bajas por arriba de estos niveles.
Quizás uno de los experimentos más famosos en la ciencia fue realizado por Stanley Miller, quien coloco en un recipiente agua, metano, y amoníaco y los expuso a radiación solar. Descubrió que a partir de lo anterior se desarrollan moléculas mas complejas, lo que sugiere que éstos son los ingredientes básicos para que la vida se forme. De manera análoga, hace aproximadamente 3 mil millones años, el oxígeno comenzó a aparecer en la Tierra. La figura anexa muestra las reacciones en la atmósfera prebiotica de la Tierra que permiten que en una atmósfera inicial con H2O y CO2 se forme O2. La radiación solar descompone el agua en H y OH. El monoxido de carbono y el OH dan otra vez CO2 más H. El OH puede dar agua y oxígeno monoatómico, y este oxígeno monoatómico junto con una tercera especie (M) puede producir el oxígeno diatómico e hidrógeno que podría entonces escaparse. Así, teóricamente es posible que la luz del Sol en una atmósfera con agua y CO2 pueda producir oxígeno, pero probablemente no más que algunos decimos del porcentaje de lo que ahora encontramos.
La ilustración siguiente comienza 100 millones de años antes del presente y regresa en el tiempo para mostrar lo que les sucedió al oxígeno y al ozono con el tiempo. Dos procesos comenzaron a ocurrir: primero, el nitrógeno podría ser constante, y en segundo lugar el CO2 podría ser absorbido por las plantas, como las algas verdes, produciéndose oxigeno, lo que permitiría que la actividad biológica se extendiera. Las plantas oceánicas aparecieron primero, después las plantas terrestres, los animales marinos y los animales terrestres. Los animales terrestres no aparecen hasta que la concentración de oxígeno en la atmósfera alcanzó un cierto nivel crítico para alimentar sus células por procesos de difusión. Observe que la abundancia de ozono (O3) con respecto a la atmósfera actual es mayor en comparación a la del oxígeno diatómico (O2) en la primera parte del registro. Veremos más adelante el papel crítico que juega el ozono en la protección de la biosfera contra la radiación ultravioleta, y porque esta protección temprana en la evolución fue tan importante para el desarrollo subsecuente de la plantas.
Por lo tanto, la materia viva gradualmente produjo oxígeno durante un periodo de 1,5 mil millones años, conduciendo a una situación única en la Tierra, a diferencia de los otros planetas del Sistema Solar. Claro que en el proceso de producir oxígeno las plantas absorben CO2 durante el ciclo de las plantas verdes y convierten al nitrógeno atmosférico en nitrógeno de la planta, de tal modo que reducen el nivel de ambos componentes en la atmósfera.
Otra manera de conseguir una descripción de las diversas formas y transformaciones del oxígeno es estudiar al ciclo del oxígeno. En las unidades siguientes examinaremos los ciclos de otras moléculas, pero el ciclo del oxígeno es uno de los más interesantes. Los círculos en la figura anexa representan las estimaciones actuales de los flujos, y los rectángulos representan las estimaciones de los depósitos. La atmósfera es en sí misma un gran depósito, 1019 moles, pero un depósito incluso más grande existe en las rocas sedimentarias. El oxígeno puede químicamente combinarse en estos depósitos mientras que en la atmósfera está libre. El depósito de oxígeno en los combustibles fósiles es cerca de 3 veces más grande que el de la biosfera, que consiste en las plantas y los animales en la superficie de la tierra - ya sean vivos o muertos - .
Los flujos más grandes del oxígeno son cerca de 1016 moles por año y corresponden a los procesos de la fotosíntesis y de la respiración/descomposición. La atmósfera gana oxígeno por el desgaste que provoca la acción atmosférica sobre las rocas, y una cantidad comparable es perdida de la superficie por enterramiento, tal como ocurre con partes de las plantas marinas y esqueletos de animales que son arrastrados al fondo del océano profundo. La quema de combustibles fósiles (petróleo, carbón, gas natural) en la producción de la energía representa una pérdida de oxígeno para la atmósfera. Finalmente, una cantidad pequeña de O2 es ganada por la atmósfera cuando la molécula del vapor de agua es rota por la luz solar (fotolisis), y el hidrógeno es liberado al espacio en este proceso.
El concepto de ciclo material es muy útil en la evaluación del impacto de la actividad humana en comparación con los procesos naturales. En las unidades siguientes aplicaremos este concepto a las distribuciones globales del carbono, del nitrógeno, del azufre y del agua. Un razonamiento similar será utilizado para evaluar el flujo global de energía, y veremos cómo en última instancia estos ciclos o balances de materia y de energía están conectados en el sistema de tierra/atmósfera/océano/hielo.
Transcripción de Theresa M. Nichols
Traducción de Cecilia Conde
