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Evaluación de la Contaminación Ambiental
Tema 3.- Procesos físicos y químicos en la atmósfera
Parte III
→ El balance de radiación de la Tierra y el efecto invernadero
La temperatura de la superficie de la Tierra es una consecuencia del balance de radiación
En la atmósfera de la Tierra, el vapor de agua (0 - 2%), el CO2 y otros gases absorben una
cierta parte de la radiación térmica que emite la superficie de la Tierra y a su vez emiten
radiación hacia la Tierra y el espacio
Estos gases capaces de absorber la radiación de onda larga procedente de la superficie del
suelo, calentando la atmósfera - efecto de manta conocido como efecto invernadero natural son conocidos con el nombre de gases de efecto invernadero (GEI)
Sin los GEI la temperatura media de la tierra ≈ -20 ºC
Las emisiones antropogénicas de GEI incrementan este efecto natural y necesario y producen
un calentamiento adicional de la Tierra
Es el efecto invernadero adicional causado por los humanos lo que es peligroso
Debido a cambios en la composición de la atmósfera, la cantidad de radiación que alcanza la
Tierra varía
Esta radiación calienta la superficie que, a su vez, envía una parte de nuevo al espacio
Recordemos que la radiación que emite el sol es visible y UV principalmente, mientras que la
Tierra emite radiación infrarroja o radiación de onda larga
2
¿Qué ocurre cuando la radiación
atraviesa la atmósfera?
Radiación solar (amarillo) ; Infrarroja
terrestre (rojo)
Términos del balance de radiación:
1)
2)
3)
4)
5)
La radiación solar es la fuente de energía que recibe la Tierra desde el espacio
Parte de la radiación alcanza la superficie de la Tierra y es absorbida por sus distintos
componentes: océanos, bosques, suelos y agua
La superficie de la Tierra devuelve directamente una parte (reflexión) de la radiación
solar que le llega - Las superficies muy brillantes, como el hielo y la nieve, son
particularmente reflectantes
La parte superior de las nubes ó los aerosoles que hay en la atmósfera reflejan parte de la
radiación solar incidente
También el resto de componentes del aire absorben radiación
La parte de radiación que alcanza la superficie de la Tierra la calienta y la Tierra la
devuelve en forma de radiación infrarroja
3
Veamos ahora qué ocurre con esta radiación infrarroja (IR)
6)
La superficie de la Tierra calentada por el Sol es, a su vez, una fuente de radiación (IRonda larga)
7)
Una parte de esta energía se utiliza para la evaporación del agua
8)
Otra parte es devuelta directamente al espacio
9)
Las nubes absorben y reemiten radiación IR hacia la Tierra (un día nublado mantiene la
Tierra más caliente)
10) Finalmente hay partículas y gases en el aire - (GEI) - que absorben radiación IR y
mantienen la capa de la atmósfera cercana al suelo caliente
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El balance de radiación de la Tierra y el efecto invernadero
De cada 100 unidades de energía que llegan a la parte superior de la atmósfera, 51 son
absorbidas por la tierra, 19 por la atmósfera y 30 reflejadas nuevamente al espacio
Las 70 unidades que absorbe el sistema Tierra-atmósfera (51 + 19 unidades) son irradiadas
nuevamente al espacio como radiación de onda larga
= 19
51 =
5
La absorción de los gases de efecto invernadero
Los GEI no absorben todas las l y una pequeña parte de
energía se emite directamente como radiación de onda
larga desde la superficie de la Tierra al espacio
Hay algunos huecos en el espectro de absorción
superpuesto del agua (absorbe ≈ 60%), CO2, CH4, N2O,
O3 y otros GEI
Los huecos más importantes en la absorción del agua y
el CO2 son lo que se llama la ventana atmosférica
El vapor de agua es el GEI más importante seguido del CO2 y el CH4
Las concentraciones de CO2 y CH4 son mucho menores que la del agua, pero cierran
parcialmente la pequeña ventana atmosférica por donde una parte de la radiación puede
abandonar la atmósfera, absorbiendo esta radiación
6
Concentraciones de CO2, CH4 y N2O en la atmósfera
durante los últimos 10.000 años (gráficas grandes) y desde
1750 (gráficas interiores)
Las medidas proceden de núcleos de hielo
diferente color para cada estudio)
(símbolos de
y de muestras de la
atmósfera (líneas en rojo)
Referencia: IPCC 2007
Cada GEI tiene diferente capacidad para absorber el calor en la atmósfera
Se utiliza el concepto de “Potencial de Calentamiento Global” - GWP (global warming
potential) - de un GEI para comparar su capacidad para atrapar el calor en la atmósfera
relativa a otro gas de referencia (CO2)
La definición de GWP para un GEI en particular es la relación entre el calor absorbido por la
unidad de masa del GEI y la de la unidad de masa de CO2 en un tiempo determinado que
suele ser 100 años
GWP =
Calor absorbido 1 kg GEI
Calor absorbido 1 kg CO2
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Principales GEI
Referencia: informe IPCC 2001
Rice paddies = arrozales; Waste dumps = vertederos; Livestock = ganaderia; Foams = espumas
* GWP para un horizonte de 100 años; ** Incluye efectos indirectos de la producción de ozono troposférico y vapor de
agua estratosférico; *** No se puede definir tiempo de vida para el CO2 por las diferentes velocidades de eliminación
de diferentes procesos sumideros; **** Potencial de calentamiento global neto (incluyendo el efecto indirecto debido a
la destrucción del ozono)
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Forzamiento Radiativo
Se denomina forzamiento radiativo (FR) a la perturbación del balance radiativo de la
atmósfera terrestre entre la radiación solar incidente y la radiación infrarroja saliente, que
se traduce en un cambio en la irradiancia neta en la tropopausa (a unos 12 km sobre el
nivel del mar) como resultado de cambios internos en la composición de la atmósfera (ej.,
cambios en la concentración de un GEI) ó cambios en el aporte externo de radiación
emitida por el sol y es expresado en W m-2
Un FR positivo contribuye a calentar la superficie de la Tierra, mientras que uno negativo
favorece su enfriamiento
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FR positivo → Efecto de calentamiento
Irradiancia solar
Albedo superficie
Agua estratosférica
El más importante (el que más contribuye al
calentamiento del planeta) es el del CO2 (+1.66
Ozono
W m-2), seguido por el del CH4 (+0.5 W m-2)
relativo a la era pre-industrial
Halocarbonos
N2O
Con una contribución menor, pero también
favorable al calentamiento, están el N2O, los
CH4
halocarbonos, el O3 trop, el vapor de agua estrat,
el albedo de la superficie ("albedo“  % de radiación
reflejada) y la irradiancia solar
CO2
Albedo
Nubes
FR negativo → Efecto de enfriamiento
Nubes, aerosoles, O3 estrat., albedo superficie
IPCC  estos elementos no compensan el
calentamiento que producen los otros
Aerosoles
(Directo)
0.50
Albedo
superficie
Ozono
estratosf.
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Forzamientos
radiativos (FR) en
2005 relativos al
comienzo de la era
industrial (~ 1750)
El único incremento
significativo del FR
debido a causas
naturales en (17502005) se debe a la
irradiancia solar
Importante
nivel de incertidumbre
de las valoracines (NCCE)
FR + → calentamiento del clima → + importantes CO2 (+1.66 W m-2) y CH4 (+0.5 W m-2)
Después el N2O, los halocarbonos, el O3 trop, el vapor de agua estrat, el albedo de la superficie ("albedo“  %
de radiación reflejada) y la irradiancia solar
FR - → Efecto de enfriamiento - Nubes, aerosoles, O3 estrat., albedo superficie (usos del suelo)
Efecto del aumento de la concentracion de aerosoles
Los aerosoles pueden influir sobre el clima de varias maneras:
- Efecto directo: pueden absorber radiación en forma directa
- Efecto indirecto: pueden aumentar la dispersión de la radiación solar incidente
(haciendo crecer la proporción de la radiación solar que nos llega que se dispersa
hacia el espacio exterior)
El impacto de los aerosoles sobre el clima es aún bastante incierto, pero en general un
aumento de su concentración en la atmósfera corresponde a un forzamiento radiativo
negativo, es decir, tiende a disminuir la temperatura del planeta a nivel de superficie, como
resultado de un aumento de la dispersión de la radiación solar
Hay tanta incertidumbre en las dimensiones de los factores de enfriamiento que en el caso
más extremo podríamos asumir que en el cambio global pesan más sus efectos que los de
calentamiento
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Uno de los aerosoles cuyo efecto sobre el clima ha sido estudiado con cierto detalle son los
sulfatos, que se forman a partir de emisiones de dióxido de azufre (SO2) con un forzamiento
radiativo negativo del orden de -0.3 W m-2 comparable al forzamiento radiativo de signo
opuesto del ozono troposférico
Existen otros aerosoles que tienen un impacto opuesto al de los gases de efecto invernadero,
aunque de una intensidad menor que los sulfatos: los que provienen de la quema de
biomasa (incendio de bosques y quema de leña)
Aunque existe un bajo nivel de conocimiento acerca de los efectos indirectos de los
aerosoles se estima que el aumento de su concentración en la atmósfera representa un
forzamiento radiativo negativo de una magnitud que puede ser comparable, pero de signo
opuesto, al producido por el aumento del CO2 y del CH4
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El efecto radiativo de los aerosoles no es fácil de medir, especialm sobre los continentes
Heterogeneidad regional de la concentración de aerosoles es muy grande, al igual que su
variabilidad → difícil determinar una media global
Estudio reciente con datos de satélite (océano, días claros)  entre –3.8 y –6.0 W m-2 con un
forzamiento directo atribuible a los aerosoles antrópicos ≈ –1.4 W m-2 (Kaufman, 2005) con valores
diferentes según el hemisferio ≈ -2.3 y -0.8 W m-2 en el HN y HS (Christopher, 2006)
Debido al efecto de aumento de nubosidad que provocan los aerosoles, la radiación solar
recibida en superficie puede disminuir ≈ 5 W m-2 >> el incremento radiativo debido al aumento
de GEI (2.4 W m-2) (Breon, 2006)
Otros estudios indican un FR global directo de –1.6 W m-2 e indirecto (por el aumento de
nubosidad) de –1.4 W m-2 (Matsui, 2006)
IPCC 2007

Efecto directo ≈ -0.5 W m-2
Efecto indirecto ≈ -0.7 W m-2
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Los efectos enfriadores de los aerosoles vienen limitados por el tiempo que pueden
permanecer en la atmósfera
La vida media de los compuestos de azufre es de aproximadamente una semana, mientras
que los principales GEI pueden permanecer décadas
Por lo tanto, las medidas de control para reducir las emisiones de los compuestos se azufre
se plasmarían en una rápida reducción de las concentraciones de aerosoles, mientras que la
reducción, por ejemplo, de emisiones de CO2 sólo produciría cambios lentos en sus
concentraciones atmosféricas
Los volcanes, son una fuente natural, aunque aleatoria, de aerosoles
La erupción del volcán Pinatubo en Filipinas en 1991, causó un importante enfriamiento de
la Tierra, pero este efecto se vio anulado en 1993 y 1994 a medida que los aerosoles cayeron
de la atmósfera
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Cambios observados: Temperatura, nivel del mar y cubierta de nieve Hemisferio Norte
a) el promedio mundial
temperatura en superficie
de
la
b) el promedio mundial del nivel del mar
según datos mareográficos (azul) y de
satelites (rojo)
c) la cubierta de nieve del HN en el
período marzo-abril
Las diferencias han sido obtenidas
respecto
de
los
promedios
correspondientes al período 1961-1990
Las curvas contínuas representan
promedios decenales, mientras que los
círculos denotan valores anuales
Las áreas sombreadas representan los
intervalos de incertidumbre
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Cambios observados
Cambio en las precipitaciones medias anuales:
periodos 1976 - 2003 menos 1948 - 1975 (mm/día)
Azul/verde (rojo/amarillo)  un descenso (aumento) de la cantidad anual de lluvia monzónica
Las áreas grises indican falta de valores (océanos) o áreas sin cambios anuales significativos
Cambios en la Temperatura
DT = (0.6 ± 0.2) °C durante el siglo XX como promedio global a nivel de superficie aunque el
aumento no ha sido regular
Crecimiento entre principios del siglo y 1940
Leve descenso entre 1940 - 1970 (II guerra mundial y postguerra)
Décadas de 1980 y 1990 la temperatura volvió a subir con una tasa similar a la registrada a
principios de siglo
Referencia: informe IPCC
19
Cambio Climático: Temperatura
Referencia: informe IPCC 2007
FAQ 3.1, Figure 1
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Cambio Climático: Subida del nivel del mar
El actual período interglaciar comenzó hace unos 14000 años cuando el nivel del agua era de
unos 75 a 100 m menor al nivel actual
El nivel del mar aumentó rápidamente (más de 1 m por siglo) a medida que se derritieron
grandes cantidades de hielo y nieve
Actualmente la tasa de aumento del nivel del mar se estima en 15-17 cm/siglo y parece
aumentar a medida que aumenta la tasa de calentamiento global (IPCC) aunque hay muchas
incertidumbres
Un incremento acelerado en el nivel del mar inundaría a las tierras altas y bajas de la costa
afectando a sus edificaciones, aumentaría la tasa de erosión de la línea costera y aumentaría
la salinidad de los ríos y acuíferos
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Cambio Climático: Subida del nivel del mar
Frente a un calentamiento global, hay dos factores que contribuirán
al aumento del nivel del mar
Primero: si la T global aumenta, los océanos absorberán ese calor y
se dilatarán (expans térm) → aumento del nivel del mar
Segundo: el DT hará que se derritan el hielo y los campos helados →
aumentará la cantidad de agua de los océanos
Atención → El derretimiento de hielo flotante no produce aumento
Geoide terrestre
del nivel del mar, solo el derretimiento de hielo y nieve sobre la
superficie terrestre aumentará el nivel del mar
GRACE: estudio del campo gravitatorio terrestre utilizando medidas
de satélites (NASA, 2002) → obtención del más detallado modelo
gravitatorio calculado hasta ahora
La determinación del geoide terrestre permitirá la unificación
mundial de los sistemas de altura,de modo que se pueda comparar
los cambios del nivel del mar en el Mediterráneo y en el mar del
Norte
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Cambio Climático: Subida del nivel del mar
Complejidad del análisis: existen otros factores que hacen complejo el cálculo de una
tendencia media global (aparte del deshielo y de la expansión térmica del agua por
calentamiento)
Ej.: la reacción isostática de ajuste que comenzó tras la fusión de los últimos grandes mantos
glaciares determina en muchas partes que el mar esté subiendo ó bajando
Medidas costas del Báltico en su parte norte el mar está bajando más de 5 mm/año

La costa sueca del Báltico asciende para recuperarse, como por rebote, del hundimiento que
le producía la masa de hielo glacial que tuvo anteriormente encima
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Cambio Climático: Subida del nivel del mar
Noticias  Cambio climático: un enorme iceberg se ha
desgajado de la plataforma de Wilkins junto a la Península
de la Antártida
Final del invierno
Final del verano
La plataforma de Wilkins ha
sufrido un calentamiento, por
razones de la circulación de
vientos y corrientes
El conjunto de la Antártida no se ha calentado y el hielo marino ha seguido las pautas
estacionales típicas (Reconocido en el informe IPCC 2007)
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Cambio Climático: precipitaciones
Las precipitaciones han aumentado en latitudes altas del HN, especialmente durante la
estación fría
Se ha producido un descenso de las mismas a partir de 1960 en las zonas tropicales y
subtropicales desde África a Indonesia
El promedio de precipitación sobre la superficie de la tierra aumentó desde principios de siglo
hasta 1960 aproximadamente y ha disminuido a partir de 1980
Hay una gran falta de datos de precipitación sobre los océanos
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Para cuando podamos conocer mas detalladamente los riesgos que comporta el calentamiento
por efecto invernadero, es posible que hayan empezado a producirse complejos procesos de
retroacción (feedback) ante los que estaremos inermes
El debate sobre todo consiste en evaluar estos riesgos y las consecuencias de no emprender
ninguna acción
Interrelación de estos fenómenos y conclusiones
En síntesis, la contaminación atmosférica, ya sea natural o inducida por la acción
antropogénica, presenta sustancias que inciden en la destrucción de la capa de ozono, en las
variaciones climáticas producidas por el efecto invernadero , en la acidificación de las
precipitaciones y en la generación del smog
Se pueden establecer las siguientes interrelaciones:
1. Los óxidos de nitrógeno que mediante reacciones fotoquímicas generan el smog, también
son gases causantes del efecto invernadero y contribuyen a la destrucción del ozono,
además de ser causantes de la "lluvia ácida"
2. Los óxidos de azufre inciden en la destrucción del ozono, son GEI, también son causantes
de la "lluvia ácida" y aunque no son productores directos del smog sí han contribuido a
agravar sus efectos
3. Los compuestos clorofluorocarbonados (CFC) destruyen el ozono y son GEI
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4. El CO2 no es parte integrante del smog, ni destruye la capa de ozono pero el aumento en su
concentración es determinante en el efecto invernadero
Su ciclo normal y benéfico está asociado con la presencia de suficiente vegetación sobre la
tierra, capaz de lograr su fijación por medio de la fotosíntesis
No obstante, la destrucción del escudo de ozono y el smog afectan a la vegetación y
pueden traer como consecuencia el aumento del CO2 y del efecto invernadero
5. El ozono en la estratosfera (14 a 50 km de altura) protege a la tierra de los rayos UV del sol,
pero en la troposfera (menos de 14 km) es un GEI que forma el smog y contribuye al
calentamiento global
La formación del smog, el efecto invernadero, la destrucción de la capa de ozono y aún otros
fenómenos causados por la contaminación atmosférica como la lluvia ácida tienen estrechas
interrelaciones y por tanto la prevención y control de sus efectos debe considerar en forma
integral todo el conjunto de fenómenos, sobre cuya magnitud y comportamiento futuro
aunque no hay unanimidad en el mundo científico, sí se reconocen sus consecuencias que
pueden llegar a ser desastrosas para la humanidad
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