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Tema II Principios físicos de pteledetección (2)

La atmósfera

Teledetección aplicada al estudio y t l di bi t l í lcontrol medioambiental y agrícola

Lluís Solé Sugrañes Institut de Ciències de la Terra “Jaume Almera” CSIC

Interacciones entre la atmósfera y la radiación solarradiación solar

• Estructura y composición de la atmósfera terrestre• Troposfera• Estratosfera• Mesosfera• Termosfera (Ionosfera)• Exosfera

• Interacción con la radiación solar• Absorción • Reflexión• Dispersión

Noviembre 2010 LLuís Solé Sugrañes - Institut de Ciències de la Terra "Jaume Almera" CSIC 2

La atmósfera terrestre

• Estrecha capa gaseosa de unos 600 km (10% delEstrecha capa gaseosa de unos 600 km (10% del radio terrestre) pegada a la superficie de la Tierra

• Está formada por• Está formada por – 78 % de N2

20 9% d O– 20.9% de O2– 0.9% Ar– < 0.1% CO2, O3, Ne …– No incluido en los anteriores porcentajes vapor de

H2O Aprox. 0.4 del total atmosférico, pero entre el 1 y el 4% en la parte más próxima a la superficie terrestre.


Gases que componen la atmósferaGas 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) 18.18 ppmv (0.001818%)

li ( ) ( )Helio(He) 5.24 ppmv (0.000524%)

Metano (CH4) 1.79 ppmv (0.000179%)

Krypton (Kr) 1.14 ppmv (0.000114%)

Hidrógeno (H2) 0 55 ppmv (0 000055%)Hidrógeno (H2) 0.55 ppmv (0.000055%)

Monóxido de Nitrógeno (N2O) 0.3 ppmv (0.00003%)

Monóxido de carbono (CO) 0.1 ppmv (0.00001%)

Xenon (Xe) 0.09 ppmv (9 × 10−6%) (0.000009%)

Ozono (O3) 0.0 to 0.07 ppmv (0 to 7 × 10−6%)

Dióxido de Nitrógeno (NO2) 0.02 ppmv (2 × 10−6%) (0.000002%)

Iodine (I2) 0.01 ppmv (1 × 10−6%) (0.000001%)

( )Amoníaco (NH3) trazas

No incluido en una atmósfera seca

Vapor de agua (H2O)~0.40% de total de la atmósfera, normalmente 1%-4% cerca de la superficie


p g ( ) p

Variación de la presión atmosféricaEn na atmósfera homogénea en eq ilibrio hidrostático tenemos q e :En una atmósfera homogénea, en equilibrio hidrostático tenemos que :

dP(z) = -g·ρ(z)dzdonde: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 l d l ó f f d ípuntos. En el caso de que la atmósfera se comportara como un gas perfecto tendríamos :

o lo que es lo mismoo lo que es lo mismo

Donde: •M es el peso molecular medio (28 97 para la atmósfera terrestre)M es el peso molecular medio (28.97 para la atmósfera terrestre)•M0 es la unidad de masa atómica (1.66·10-23 g)•K es la constante de Boltzman (1.38 ·10-23 W s-1 ºK-1 o 8.6·10-5 eV ºK-1)•N es el número de densidad (número de moléculas por m3)


•T es la temperatura absoluta (ºK)

Derivando respecto a la presión , obtendremos: p p ,

y despejando para Py p j 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 d b j d l 32 kdebajo de los 32 km.


Variación de la iómasa y presión

atmosférica en función de lafunción de la altura

El 50% de la masa atmosférica se halla por debajo de los 5.6 p jkm, el 90% por debajo de los 16 km y el 99.99% por debajo de99.99% por debajo de los 100 km.


Principales variables atmosféricasVariable Símbolo Valor

P l l di M 28 97 / lPeso molecular medio M 28.97 g/mol

Presión atmosférica a nivel Ρ(0) 1 Atm ≈ 105 N·m-2 ≈ 101325 Pa o como del mar se expresa nor. 1013 HPa.

Puede variar de 930 a 1050 Hpa.

C t t it ió 9 81 2Constante gravitación universal

g 9.81 m·s-2

Temperatura media a nivel del T 288 ºKTemperatura media a nivel del mar

T0 288 K

Factor de escala H 8400 mFactor de escala H 8400 m

Densidad media a nivel de mar

ρ0 1.21 Kg m-3


mar

Variación de la temperatura

La temperatura de la atmósfera disminuye hasta una altura que i d l d l l d 8 11 k d évaria 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 adiabáticadisminución puede explicarse por descompresión adiabática.

La primera ley de termodinámica nos indica que para una p y q pmasa de gas perfecto

VdP = CpdTD dDonde

•V olumen del gas •dP variación de presión•Cp calor específico•dT variación de temperatura


Gradiente térmicoAplicando 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 CO2 acumulado en las bajas altitudes.

A ltit d d j d li l l d l t di á iA mayor altitud dejan de cumplirse las leyes de la termodinámica y nos encontramos con una atmósfera estratificada con cada capa con características propias


características propias.

Perfil de la variación ti l d lvertical de la

temperatura de la t ó fatmósfera


Capas atmosféricas


TroposferaS ti d t 8 k ( l ) 18 k ( d )• Se extiende entre 8 km (polos) y 18 km (ecuador).

• Contiene la mayor parte del volumen de vapor de agua. S li i i l b ió d l l• Se calienta principalmente por absorción del calor terrestre emitido y absorbido por las moléculas de CO2 y NH4. L d ió lt í di t té i• La descompresión en altura provocaría un gradiente térmico de -0.98 ºC por cada 100 m, aunque la retención de calor por los gases y el vapor de agua reducen este gradiente a -0 65 ºClos gases y el vapor de agua reducen este gradiente a -0.65 Ccada 100 m. La circulación vertical puede producir alteraciones. La temperatura llega hasta -70ºC. p g

• Contiene el 80% de la masa de los gases atmosféricos. • La presión atmosférica normal en el superficie del mar es de La presión atmosférica normal en el superficie del mar es de

1013 HPa, 1 atmósfera. • Tropopausa. Límite superior de la Troposfera. p p p p


Variación de la altitud de la tropopausa


Estratosfera• Se extiende hasta los 50 km. Capas estratificadas

sin turbulencias verticales y sólo circulaciónsin turbulencias verticales y sólo circulación horizontal.G di t té i iti d bid l b ió d• Gradiente térmico positivo debido a la absorción de los rayos UV por las moléculas de O2 y O3.

• 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.La temperatura en su límite superior llega a 10 C.• Estratopausa. Presión atmosférica 1 HPa.


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 laatmosférica 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• 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 O2 (ionización del O) de las longitudesabsorción por las moléculas de O2 (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 p p p g p0.1 Pa.

• Exosfera. Capa por encima de la exobase. Las partículas atómicas están tan lejanas entre sí que pueden viajar miles de kilómetros sin j q p jchocar. 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.


Una visión más exacta y menos colorista


Interacción de la atmosfera con la di ió lradiación solar

• Absorción • ReflexiónReflexión• Dispersión• Irradiación


Absorción• Se produce absorción de la radiación solar cuando

un fotón es absorbido por una molécula para pasarun fotón es absorbido por una molécula para pasar de un estado de equilibrio o reposo a un estado de excitaciónexcitación – Absorción electrónica – Absorción vibracionalAbsorción vibracional– Absorción rotacional

• La absorción se produce siempre para longitudes• La absorción se produce siempre para longitudes de onda muy concretas, que son las que transportan la energía necesaria para provocar eltransportan la energía necesaria para provocar el salto al estado de excitación


Absorción a distintas longitudes de onda


Absorción electrónica• Se necesita energía suficiente para lograr el

desprendimiento de un electrón (ionización) odesprendimiento de un electrón (ionización) o el movimiento de un electrón a una capa de mayor energía Se necesita energías superioresmayor energía. Se necesita energías superiores a 1eVE l I f l di i l d• En la Ionosfera las radiaciones soleres de Rayos X, Rayos γ e incluso las radiaciones UV

l d l i i ió d l Oultra cortas, producen la ionización del O2• En la capa de Ozono las radiaciones UV hasta p

300 nm provocan la transformación de O2 en O33


Energía de vibraciónLos enlaces entre átomos en determinadas moléculas pueden comportarse como un muelle, con una constante de fuerza k (Nm-1). p , ( )Para una molécula con dos átomos de masa m1 y m2 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 tó i d 2 10 26 k 2 7 10 26 k t dCO con masas atómicas de 2·10-26 kg y 2.7 ·10-26 kg tendremos un valor de ν = 6.5·1013 Hz (equivalente a λ = 4.6 μm) longitudes típicas del infrarrojo medio


del infrarrojo medio.

Estados de vibración del CO2

Para un molécula de CO2 Existen tes posibilidades de vibración 2 po tres estados vibracionales, cada uno de los cuales requiere una energía distinta


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 2 3 ) y h es la constante de•donde J es un número cuántico (0, 1, 2, 3 …) y h es la constante de Plank.• para una molécula dipolar I = m1m2a2/(m1+m2) donde a es lapara una molécula dipolar I m1m2a /(m1 m2) donde a es la distancia interatómica


Cuando la molécula incrementa su energía de rotación lo hace i d ú á i l l i dincrementando un número cuántico, por lo que el incremento de energía será

Utilizando la ley de Plank tendremos que el incremento de energía supone una frecuencia de g p


Movimientos de rotación de la molécula de H2O


Absorción de la radiación solar


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 p y gradiación y del ángulo de incidencia.

• No comporta una pérdida de energia (variación de la p p g (longitud de onda o de la frecuencia) pero si una pérdida de intensidad en la dirección de propagación p p p gde la onda.


Relación entre longitud de onda y tamaño de las partículastamaño de las partículas

l ió d i d l• 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

di i d i–x ≈ 1 dispersión de Mie – x >> 1 dispersión no selectivax >> 1 dispersión no selectiva– x >10 intersección


Dispersión de Rayleigh• Se produce cuando la partícula es mucho más

pequeña que la longitud de onda Generalmentepequeña que la longitud de onda. Generalmente moléculas de los gases atmosféricos.

• Es in ersamente proporcional a λ4 por lo q e• Es inversamente proporcional a λ4 , por lo que afecta mucho más a las radiaciones cortas que a las largas y dentro del espectro luminoso al azul que allargas, y dentro del espectro luminoso al azul que al rojo. Es la razón por la que vemos el cielo azul. L di ió d i i l t d l• La dispersión se produce, casi por igual, en todas las direcciones. Por esta razón, una parte importante de la radiación solar es irradiada de nuevo hacia fuerala radiación solar es irradiada de nuevo hacia fuera de la atmósfera y puede ser captada por el sensor sin haberse reflejado en la superficie terrestrehaberse reflejado en la superficie terrestre.


Dispersión de Rayleigh

Para una distancia R, a una partícula de diámetro D, la Intensidad I de radiación dispersada de energía incidente I0 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 laEsta 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.


Dispersión de Mie• Es una dispersión muy selectiva, ya que se produce

cuando la longitud de onda y el tamaño de la í l jpartícula son semejantes.

• La presencia de partículas de polvo, en la t t f d l di ió d lestratosfera, puede provocar la dispersión de las

longitudes de onda rojas e infrarrojas cercanas, dando al cielo tonalidades rojizasdando al cielo tonalidades rojizas

• Al depender de las partículas de polvo o gotas de agua y no de las moléculas de gases es más variableagua y no de las moléculas de gases es más variable que la dispersión de Rayleigh.

• Contribuye a la opacidad atmosférica (falta deContribuye a la opacidad atmosférica (falta de visibilidad).


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 d i t id d di d l i di ió d i id ide intensidad dispersada en la misma dirección de incidencia, que en la contraria. •La dispersión no selectiva dispersa principalmente en la mismaLa 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)


Resumen de los tipos de dispersión

Tipo de partícula Diámetro μm Dispersión FenómenoTipo de partícula Diámetro μm Dispersión Fenómeno

Moléculas de gases atmosféricos

0.0001 – 0.001 Rayleigh Cielo azul, rojos al atardecer

Aerosoles (polvo, polen, humo, grandes

0.1 – 1 Mie Cielos rojizos o pardosp , , g

moléculas contaminantes…)

pNiebla

Gotas de agua 1 - 10 No selectiva Nubes blancas

Gotas de agua muy 10 100 Intersección Nubes negrasGotas de agua muy grandes

10 – 100 Intersección, reflexión

Nubes negras (nimbus)


¿porqué?


Ventanas atmosféricas radiación solar


Ventanas atmosféricas espectro amplio


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