Tema II Principios físicos de teledetección (2) La atmósfera

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1 Tema II Principios físicos de teledetección (2) La atmósfera Teledetección aplicada al estudio y control medioambiental y agrícola Lluís Solé Sugrañes Institut de Ciències de la Terra Jaume Almera CSIC

2 Interacciones entre la atmósfera y la radiación solar Estructura y composición de la atmósfera terrestre Troposfera Estratosfera Mesosfera Termosfera (Ionosfera) Exosfera Interacción con la radiación solar Absorción Reflexión Dispersión 2

3 La atmósfera terrestre Estrecha capa gaseosa de unos 600 km (10% del radio terrestre) pegada a la superficie de la Tierra Está formada por 78 % de N % de O 2 0.9% Ar < 0.1% CO 2, O 3, Ne No incluido en los anteriores porcentajes vapor de H 2 O Aprox. 0.4 del total atmosférico, pero entre el 1 y el 4% en la parte más próxima a la superficie terrestre. 3

4 Gases que componen la atmósfera Gas Volumen Nitrógeno(N2) 780,840 ppmv (78.084%) Oxígeno(O2) 209,460 ppmv (20.946%) Argon (Ar) 9,340 ppmv (0.9340%) Dióxido de Carbono(CO2) 390 ppmv (0.039%) 280 ppmv ant. Era industrial Neon (Ne) ppmv ( %) Helio(He) 5.24 ppmv ( %) Metano (CH4) 1.79 ppmv ( %) Krypton (Kr) 1.14 ppmv ( %) Hidrógeno (H2) 0.55 ppmv ( %) %) Monóxido de Nitrógeno (N2O) 0.3 ppmv ( %) Monóxido de carbono (CO) 0.1 ppmv ( %) Xenon (Xe) 0.09 ppmv (9 10 6%) ( %) Ozono (O3) 0.0 to 0.07 ppmv (0 to %) Dióxido de Nitrógeno (NO2) 0.02 ppmv (2 10 6%) ( %) Iodine (I2) 0.01 ppmv (1 10 6%) ( %) Amoníaco (NH3) No incluido en una atmósfera seca trazas ~0.40% de total de la atmósfera, normalmente 1%-4% cerca de Vapor de agua (H2O) la superficie 4

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6 Variación de la presión atmosférica En una atmósfera homogénea, en equilibrio hidrostático tenemos que : dp(z) = -g ρ(z)dz donde: P presión atmosférica ρ densidad atmosférica z altitud g constante gravitacional universal La diferencia de presión entre z y z ± dz sería igual al peso de la atmósfera entre estos dos puntos. En el caso de que la atmósfera se comportara como un gas perfecto tendríamos : o lo que es lo mismo Donde: MM es el peso molecular medio (28.97 para la atmósfera terrestre) M 0 es la unidad de masa atómica ( g) K es la constante de Boltzman ( W s -1 ºK -1 o ev ºK -1 ) N es el número de densidad (número de moléculas por m 3 ) T es la temperatura absoluta (ºK) 6

7 Derivando respecto a la presión, obtendremos: ydespejando para P Donde Hz es el factor de escala Este factor de escala vertical nos permite calcular que el 99% de la masa atmosférica se encuentra a una altura por dbj debajo de los 32km. 7

8 Variación de la masa y presión atmosférica en función de la altura El 50% de la masa atmosférica se halla por debajo de los 5.6 km, el 90% por debajo de los 16 km y el 99.99% por debajo de los 100 km. 8

9 Principales variables atmosféricas Variable Símbolo Valor Peso molecular l medio M g/mol Presión atmosférica a nivel Ρ (0) 1 Atm 10 5 N m Pa o como del mar se expresa nor HPa. Puede variar de 930 a 1050 Hpa. Constante t gravitación ió g m s -2 universal Temperatura media a nivel del T ºK mar Factor de escala H 8400 m Densidad media a nivel de mar ρ Kg m -3 9

10 Variación de la temperatura La temperatura de la atmósfera disminuye hasta una altura que varia del ecuador a los polos de 8 a 11 km, después se mantiene relativamente constante hasta casi los 25 km. Esta disminución puede explicarse por descompresión adiabática. La primera ley de termodinámica nos indica que para una masa de gas perfecto VdP = C p dt Donde V olumen del gas dp variación de presión C p calor específico dt variación de temperatura 10

11 Gradiente térmico Aplicando esta ley y substituyendo dp por su valor (recordad primera fórmula) Gradiente térmico por km Para una atmósfera normal debería ser Γ = 9.81 ºK Km -1 No obstante el gradiente térmico de la atmósfera para la capa más baja es de 6.5 ºk/km debido a la absorción de calor por el vapor de agua y por el CO 2 acumulado en las bajas altitudes. A mayor altitud dejan de cumplirse las leyes de la termodinámica i y nos encontramos con una atmósfera estratificada con cada capa con características propias. 11

12 Perfil de la variación vertical de la temperatura de la atmósfera 12

13 Capas atmosféricas 13

14 Troposfera Se extiende entre 8k km (polos) y 18k km (ecuador). Contiene la mayor parte del volumen de vapor de agua. Se calienta principalmente por absorción del calor terrestre emitido y absorbido por las moléculas de CO 2 y NH 4. La descompresión en altura provocaría un gradiente térmico de ºC por cada 100 m, aunque la retención de calor por los gases y el vapor de agua reducen este gradiente a -0.65ºC cada 100 m. La circulación vertical puede producir alteraciones. La temperatura llega hasta -70ºC. Contiene el 80% de la masa de los gases atmosféricos. La presión atmosférica normal en el superficie del mar es de 1013 HPa, 1 atmósfera. Tropopausa. pp Límite superior de la Troposfera. 14

15 Variación de la altitud de la tropopausa 15

16 Estratosfera Se extiende hasta los 50 km. Capas estratificadas sin turbulencias verticales y sólo circulación horizontal. Gradiente térmico positivo debido a la absorción de los rayos UV por las moléculas de O 2 y O 3. Contiene la denominada capa de ozono que captura la casi totalidad de las radiaciones de < 300 nm (UV) La temperatura en su límite superior llega a -10 ºC. Estratopausa. Presión atmosférica 1 HPa. 16

17 Capas superiores Mesosfera. Se extiende hasta los 85 km. Gradiente térmico negativo hasta alcanzar unos -90 ºC. Formación de nubes de hielo. La presión atmosférica es del orden de 0.1 HPa. A pesar de la baja densidad es la zona de ignición de la mayor parte de los meteoritos que penetran en la atmósfera. Termosfera. Se extiende hasta la exobase o límite inferior de la exosfera. Su extensión depende de la actividad solar y varía entre 300 y 800 km. Tiene un importante gradiente térmico positivo, debido a la absorción por las moléculas de O 2 (ionización del O) de las longitudes de onda más cortas de la radiación solar. La temperatura puede alcanzar y superar los 1500 ºC, aunque la baja densidad hace que estos conceptos empiecen a perder su significación. La presión es inferior a 0.1 Pa. Exosfera. Capa por encima de la exobase. Las partículas atómicas están tan lejanas entre sí que pueden viajar miles de kilómetros sin chocar. El comportamiento de esta capa no puede definirse como el de un fluido. Hay una cierta transferencia de partículas entre la magnetosfera y el viento solar. 17

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19 Una visión más exacta y menos colorista 19

20 Interacción de la atmosfera con la radiación ió solar Absorción Reflexión Dispersión Irradiación 20

21 Absorción Se produce absorción de la radiación solar cuando un fotón es absorbido por una molécula para pasar de un estado de equilibrio o reposo a un estado de excitación Absorción electrónica Absorción vibracional Absorción rotacional La absorción se produce siempre para longitudes de onda muy concretas, que son las que transportan la energía necesaria para provocar el salto al estado de excitación 21

22 Absorción a distintas longitudes de onda 22

23 Absorción electrónica Se necesita energía suficiente para lograr el desprendimiento de un electrón (ionización) o el movimiento de un electrón a una capa de mayor energía. Se necesita energías superiores a 1eV En la Ionosfera las radiaciones i soleres de Rayos X, Rayos γ e incluso las radiaciones UV ultra cortas, producen la ionización i ió del lo 2 En la capa de Ozono las radiaciones UV hasta 300 nm provocan la transformación de O 2 en O 3 23

24 Energía de vibración Los enlaces entre átomos en determinadas moléculas pueden comportarse como un muelle, con una constante de fuerza k (Nm -1 ). Para una molécula con dos átomos de masa m 1 y m 2 la frecuencia de vibración viene definida por Esta molécula solo absorberá fotones con una frecuencia ν La energía de esta vibración será E = (J + ½) h ν Si suponemos un valor aproximado de k = 500 N/m una molécula de CO con masas atómicas de kg y kg tendremos un valor de ν = Hz (equivalente a λ = 4.6 μm) longitudes típicas del infrarrojo medio. 24

25 Estados de vibración del CO 2 Para un molécula de CO2 Existen tes posibilidades de vibración o tres estados vibracionales, cada uno de los cuales requiere una energía distinta 25

26 Energía de rotación Otra posibilidad de absorción es proporcionar a la molécula un impulso de rotación. Si la molécula tiene un momento de inercia I, la energía de rotación será: donde J es un número cuántico (0, 1, 123 2, )yheslaconstantede Plank. para una molécula dipolar I = m 2 1 m 2 a /(m 1 +m 2 ) donde a es la distancia interatómica 26

27 Cuando la molécula incrementa su energía de rotación lo hace incrementando un número cuántico, por lo que el lincremento de energía será Utilizando la ley de Plank tendremos que el incremento de energía supone una frecuencia de 27

28 Movimientos de rotación de la molécula de H 2 O 28

29 Absorción de la radiación solar 29

30 Dispersión (Scattering) La dispersión elástica o scattering se produce cuando los fotones chocan contra moléculas o partículas (polvo, gotas de agua ) y son desviados de su trayectoria pero no absorbidos. Es un fenómeno que depende de la relación entre el tamaño de la partícula y la longitud de onda de la radiación y del ángulo de incidencia. No comporta una pérdida de energia (variación de la longitud de onda o de la frecuencia) pero si una pérdida de intensidad en la dirección de propagación p de la onda. 30

31 Relación entre longitud de onda y tamaño de las partículas Esta relación puede parametrizarse de la siguiente forma, para una partícula de radio r y una longitud de onda λ: Si x << 1 dispersión de Rayleigh x 1 dispersión de Mie x >> 1 dispersión no selectiva x >10 intersección 31

32 Dispersión de Rayleigh Se produce cuando la partícula es mucho más pequeña que la longitud de onda. Generalmente moléculas de los gases atmosféricos. Es inversamente proporcional a λ 4, por lo que afecta mucho más a las radiaciones cortas que a las largas, y dentro del espectro luminoso al azul que al rojo. Es la razón por la que vemos el cielo azul. La dispersión ió se produce, casi por igual, en todas las direcciones. Por esta razón, una parte importante de la radiación solar es irradiada de nuevo hacia fuera de la atmósfera y puede ser captada por el sensor sin haberse reflejado en la superficie terrestre. 32

33 Dispersión de Rayleigh Para una distancia R, a una partícula de diámetro D, la Intensidad I de radiación dispersada de energía incidente I 0 a una determinada longitud de onda λ, será: Donde n es el índice de refracción de la partícula y θ el ángulo de incidencia. Esta fórmula nos permite definir la sección transversal de dispersión, o sea la posibilidad de que con un tamaño de partículas o moléculas un fotón sea interceptado y desviado de su trayectoria. 33

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35 Dispersión de Mie Es una dispersión muy selectiva, ya que se produce cuando la longitud de onda y el tamaño de la partícula son semejantes. La presencia de partículas de polvo, en la estratosfera, t puede provocar la dispersión ió de las longitudes de onda rojas e infrarrojas cercanas, dando al cielo tonalidades rojizas Al depender de las partículas de polvo o gotas de agua y no de las moléculas de gases es más variable que la dispersión de Rayleigh. Contribuye a la opacidad atmosférica (falta de visibilidad). 35

36 Dirección de dispersión La dispersión de Rayleigh dispersa igual cantidad en la dirección de la onda que en la contraria. La dispersión de Mie se caracteriza por dirigir mayor cantidad de intensidad id ddispersada d en la misma dirección ió de incidencia, id i que en la contraria. La dispersión no selectiva dispersa principalmente en la misma dirección de la onda todas las longitudes de onda por igual (Color blanco de las nubes y de la niebla) 36

37 Resumen de los tipos de dispersión Tipo de partícula Diámetro μm Dispersión Fenómeno Moléculas de gases atmosféricos Aerosoles (polvo, polen, humo,,grandes moléculas contaminantes ) Rayleigh Cielo azul, rojos al atardecer Mie Cielos rojizos o pardos Niebla Gotas de agua 1-10 No selectiva Nubes blancas Gotas de agua muy Intersección, Nubes negras grandes reflexión (nimbus) 37

38 porqué? 38

39 Ventanas atmosféricas radiación solar 39

40 Ventanas atmosféricas espectro amplio 40