En promedio, las nubes cubren m s del 40% de la superficie de la Tierra:

Cobertura de nubes

Dado que son visibles, las nubes reflejan la luz, lo que se traduce en radiaci n visible y est relacionado con el albedo atmosf rico.

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Las principales nubes y los rangos de altura y albedo se indican en la siguiente tabla:

	Cumulus (Cu) 11.49%	Stratocumulus (Sc) 12.07%	Stratus (St) 1.76%
Grosor optico	0.0-3.6	3.6-23	23-379

(ID 7532)

Para estimar el albedo futuro de la atm sfera $a_a$, se suma al albedo actual la variaci n $\delta a_a$:

$ a_{at} = a_a + \delta a_a $

(ID 7483)

Los distintos tipos de nubes cubren distintas fracciones de la superficie terrestre.

(ID 9980)

(ID 9981)

Las superficies total de las nubes S_{a,i} se obtiene de las suma de las superficies individuales

$S_a=\displaystyle\sum_iS_{a,i}$

(ID 7500)

Para modelar el comportamiento clim tico se segmenta el globo en sectores de similar albedo que en el caso de la atm sfera se puede clasificar por tipo de nube. La fracci n de cada tipo de nube se puede calcular de la superficie total de nubes sobre el planeta:

$s_{a,i}=\displaystyle\frac{S_{a,i}}{S_a}$

(ID 10062)

Tambi n aqu el albedo total es la suma ponderada de los albedos de las distintas zonas de la superficie

$s_{a,i}=\displaystyle\frac{S_{a,i}}{S_a}$

seg n el tipo de nubosidad que exista. Por ello se tiene que

$a_a =\displaystyle\sum_i s_{a,i}a_{a,i}$

(ID 7439)

Al igual que se clasifica sectores de nubes con similar albedo, se puede hacer lo an logo con las variaciones de dichas coberturas. En este caso se definen las relaciones:

$\delta s_{a,i}=\displaystyle\frac{\delta S_{a,i}}{S_a}$

(ID 10063)

La variaci n de la cobertura de las nubes debe ser nula ya que se expresan en funci n de la superficie total de nubes:

$\sum_i\delta s_{a,i}=0$

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Tambi n aqu el albedo total es la suma ponderada de los albedos de las distintas zonas de la superficie

$\delta s_{a,i}=\displaystyle\frac{\delta S_{a,i}}{S_a}$

seg n el tipo de nubosidad que exista. Por ello se tiene que

$a_a =\displaystyle\sum_i s_{a,i}a_{a,i}$

y en forma an loga la variaci n del albedo es

$\delta a_a =\displaystyle\sum_i\delta s_{a,i}a_{a,i}$

(ID 7322)

De igual forma, tambi n se deben considerar las variaciones en los factores de cobertura $\gamma_v$:

$\gamma_{vt}=\gamma_v + \delta \gamma_v$

El cambio puede ser debido a variaciones en el vapor de agua y, por lo tanto, a la nubosidad. La cantidad y distribuci n de nubes en la atm sfera pueden variar, lo que afecta la cantidad de radiaci n solar que llega a la superficie terrestre. Un mayor factor de cobertura visible indica una mayor presencia de nubes, lo que puede reducir la cantidad de radiaci n solar directa y afectar el balance energ tico de la Tierra.

La nubosidad visible juega un papel importante en el sistema clim tico al influir en la distribuci n del calor y la formaci n de precipitaciones. Al considerar estas variaciones en los factores de cobertura, podemos obtener una visi n m s completa de c mo la radiaci n solar interact a con la atm sfera y la superficie terrestre, y c mo afecta el clima y los patrones clim ticos.

(ID 89)

La cobertura visible es en gran medida la relaci n entre la superficie cubierta por nubes $S_c$ y la superficie total del planeta $S_t$:

$ \gamma_v =\displaystyle\frac{ S_c }{ S_t }$

lo que en la Tierra es del orden de 42%.

(ID 7601)

Para estimar la variaci n de la cobertura visible, se puede asumir, en una primera aproximaci n, una relaci n lineal con la variaci n de moles de agua en la atm sfera debido al aumento de temperatura:

$ \delta\gamma_v = c_v \displaystyle\frac{ \delta c }{ c }$

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Las mol culas pueden oscilar con frecuencias que dependen de su geometr a. Esto significa que cuando la radiaci n atraviesa un gas compuesto por mol culas, si su frecuencia coincide con alguna de las frecuencias de oscilaci n propia de esas mol culas, la radiaci n ser absorbida por el gas. Por lo tanto, una parte de la radiaci n que atraviesa la atm sfera ser retenida, lo que da origen a la cobertura que observamos en los modelos clim ticos.

A continuaci n, se muestra un video hist rico (de 1960) que ilustra c mo las mol culas vibran en funci n de su geometr a:

Vibration of Molecules CHEM Study

Descripci n del video en YouTube:

El Estudio de Materiales Educativos Qu micos, conocido como Estudio CHEM, se llev a cabo a principios de la d cada de 1960 en la Universidad de California, la Facultad de Qu mica de Berkeley, el Lawrence Hall of Science y el Harvey Mudd College. Continu en el Lawrence Hall of Science hasta la d cada de 1980. El libro de texto fue escrito por Glenn T. Seaborg a principios de los a os sesenta.

(ID 7330)

La atm sfera contiene varios gases que pueden absorber la radiaci n que pasa a trav s de ella. En el rango visible, es principalmente el vapor de agua, y en el rango infrarrojo, son el di xido de carbono ($CO_2$), el metano ($CH_4$) y el xido nitroso ($N_2O$).

Esto se puede visualizar gr ficamente mediante los espectros. La l nea amarilla representa el espectro tal como se emite: en la parte superior, por el sol (visible) y por la tierra (infrarrojo). En rojo se muestra el espectro restante despu s de haber atravesado la atm sfera, destac ndose claramente las frecuencias que no logran pasar debido a la absorci n:

Espectro visible e infrarrojo (Wikipedia)

(ID 10844)

De igual forma, tambi n deben considerarse las variaciones en los factores de cobertura infrarroja $\gamma_i$:

$\gamma_{it}=\gamma_i + \delta \gamma_i$

La cobertura infrarroja var a principalmente debido a las fluctuaciones en los gases de efecto invernadero y en el vapor de agua, que son resultado de cambios ambientales. Estos cambios pueden ser causados por variaciones clim ticas naturales y/o por acciones humanas.

Los gases de efecto invernadero, como el di xido de carbono (CO2), el metano (CH4) y el xido nitroso (N2O), tienen la capacidad de absorber y emitir radiaci n infrarroja, lo que contribuye al efecto invernadero y al calentamiento global. Las actividades humanas, como la quema de combustibles f siles y la deforestaci n, pueden aumentar la concentraci n de estos gases en la atm sfera y, por lo tanto, afectar la cobertura infrarroja.

Es importante estudiar y comprender estas variaciones en los factores de cobertura infrarroja para evaluar su impacto en el clima y en el equilibrio energ tico de la Tierra. Esto nos permite tomar medidas adecuadas para mitigar los efectos del cambio clim tico y promover pr cticas sostenibles.

(ID 7533)

La variaci n del factor de cobertura infrarrojo (IR) se asocian a la variaci n de los gases de invernadero. Estos se miden el $ppm$ (partes por mill n) y $ppb$ (partes por bill n) que se calculan de la densidad del gas $\rho$ en el aire seg n

$ppmv =\displaystyle\frac{gas}{10^6 aire}=\displaystyle\frac{V_n}{M_g}\displaystyle\frac{10^{-6}g,gas}{l,aire}$

y

$ppbv =\displaystyle\frac{gas}{10^9 aire}=\displaystyle\frac{V_n}{M_g}\displaystyle\frac{10^{-9}g,gas}{l,aire}$

donde $M_g$ es la masa molar del gas y $V_n$ es el volumen bajo condiciones normales (temperatura $0^{\circ}C$, presi n $10^5,Pa$ que es $22.71108,l$).

A modo de ejemplo, si consideramos el actual nivel de $CO_2$ (masa molar $44.0 g/mol$) veremos que la concentraci n es de $379 ppmv$ (2005) corresponde a $0.736 g/l CO_2$. Para saber cual es la cantidad de $CO_2$ que existe en la atm sfera debemos saber cuantos litros de aire existen. Como la capa en teor a es infinita (cada vez mas diluida pero igualmente existente tenemos un problema definiendo la altura de la capa de aire. Sin embargo si consideramos que por la ley barom trica la presi n baja como

$p(z) = p_0 e^{M_agz/RT}$

tenemos en forma an loga para la densidad

$\rho(z) = \rho_0 e^{M_ag z/RT}$

Si se integra esta ecuaci n en z se observara que la cantidad es tal como que todo el aire se concentrara con densidad de la superficie en una capa de alto

$z_0 =\displaystyle\frac{RT}{M_ag}= 8001.78m$

a temperatura cero. En otras palabras el volumen total de $CO_2$ en la atm sfera se puede calcular de la densidad ya estimada multiplic ndola por el volumen de una capa de $8001.78 m$ de alto que se extiende
sobre todo el planeta. Si se asume un radio de la tierra de $6370 km$ y con la densidad de $0.736e-3,g/l$ se obtiene que la capa d altura $8001.78 m$ una masa de $CO_2$ de 3000 Gt $CO_2$.

Como el peso molar del C es de 14 g/mol y el del $CO_2$ es de $44.1 g/mol$ la masa del carb n en la atm sfera es de $3000\cdot 14/44.1$ lo que da $817 Gt C$. La relaci n entre la concentraci n y el forzamiento radiativo se puede obtener de la tabla en la pr xima pagina. La informaci n que se maneja de los escenarios indica la cantidad de gases agregados a la atm sfera anualmente. En general el forzamiento radiativo FR se relaciona con la variaci n de la temperatura en la atm sfera con

$\Delta T = \delta T_b - \delta T_t$

es

$ \Delta T = \lambda FR $

donde $\lambda$ es la sensibilidad clim tica que corresponde a $0.8 Km^2/W$. Para el caso del $CO_2$ podemos considerar el caso del aumento en $13 ppm$ y el forzamiento radiativo de $1.66 W/m^2$.

(ID 7323)

Para obtener la cobertura infrarroja (NIR) total, representada como $\delta\gamma_i$, se deben sumar las contribuciones de cada gas:

$ \delta\gamma_{i,k} =\displaystyle\frac{ \Delta F_k }{(1- a_a ) I_s }\displaystyle\frac{ \delta c_k }{ c_k }$

donde $\alpha_{ij}$ representa la contribuci n del gas $j$ a la cobertura infrarroja del gas $i$. La suma se realiza sobre todos los gases relevantes.

Por lo tanto, la variaci n en la cobertura infrarroja total se puede calcular utilizando la f rmula de Kyon:

$ \delta\gamma_i =\displaystyle\sum_k \delta\gamma_{i,k} $

Esta ecuaci n proporciona la diferencia relativa entre los valores finales e iniciales de la cobertura infrarroja.

Es importante tener en cuenta que estas ecuaciones son una representaci n simplificada de los procesos involucrados en el c lculo de la cobertura infrarroja total y su variaci n. Los c lculos reales pueden tener en cuenta factores adicionales y complejidades espec ficas del sistema o escenario que se est analizando.

(ID 10831)

El forzamiento radiativo $\Delta F_k$ para el gas de efecto invernadero $k$ contribuye en funci n de la radiaci n solar incidente en el planeta, que es igual a la intensidad de insolaci n $I_s$ multiplicada por $(1-a_a)$, donde $a_a$ es el albedo de la atm sfera.

Al aumentar la concentraci n $c_k$ en una cantidad $\delta c_k$, el incremento del flujo que incide desde la atm sfera es igual a:

$ \delta\gamma_{i,k} =\displaystyle\frac{ \Delta F_k }{(1- a_a ) I_s }\displaystyle\frac{ \delta c_k }{ c_k }$

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En el diagrama se muestra el forzamiento radiativo de los principales gases en la atm sfera:

Forzamiento radiativo principales gases

Este diagrama ilustra la contribuci n relativa de los diferentes gases en el forzamiento radiativo de la atm sfera. Cada gas tiene su propio impacto en el calentamiento o enfriamiento del sistema clim tico.

Algunos gases, como el di xido de carbono (CO2) y el metano (CH4), son gases de efecto invernadero que atrapan el calor en la atm sfera y contribuyen al calentamiento global. Otros gases, como el xido nitroso (N2O), tambi n tienen un efecto de calentamiento.

Por otro lado, algunos gases, como el di xido de azufre (SO2) y los aerosoles de sulfato, tienen un efecto de enfriamiento al reflejar la radiaci n solar y reducir la cantidad de energ a que llega a la superficie terrestre.

Comprender la importancia relativa de estos gases en el forzamiento radiativo es crucial para evaluar su impacto en el cambio clim tico y para desarrollar estrategias de mitigaci n efectivas.

(ID 7325)

El gr fico muestra las formaciones radiativas de otros gases y aerosoles. Algunos de ellos contribuyen a enfriar el planeta:

Forzamiento radiativo de otros gases y aerosoles

Estas formaciones radiativas representan la influencia de diferentes gases y aerosoles en el equilibrio energ tico de la Tierra. Algunos gases, como el di xido de azufre (SO2) y los aerosoles de sulfato, tienen efectos de enfriamiento al reflejar la radiaci n solar y reducir la cantidad de radiaci n que llega a la superficie terrestre.

Es importante comprender la contribuci n de estos gases y aerosoles en el balance radiativo global, ya que tienen implicaciones significativas en el clima y pueden influir en los patrones clim ticos y en el calentamiento global. Estudiar y evaluar su impacto nos permite tomar medidas adecuadas para abordar el cambio clim tico y buscar soluciones sostenibles.

(ID 7326)

La gr fica muestra las proyecciones de los cambios radiativos esperados en el horizonte de 20 y 100 a os:

Forzamiento radiativo en el tiempo

Estas proyecciones representan los posibles escenarios de formaciones radiativas en un futuro cercano y lejano. Es importante tener en cuenta que estas proyecciones se basan en modelos y suposiciones cient ficas actuales y est n sujetas a incertidumbres.

El an lisis de las formaciones radiativas a largo plazo es esencial para comprender los posibles impactos en el clima y el calentamiento global. Estos resultados pueden ayudar a informar pol ticas y acciones que busquen mitigar los efectos del cambio clim tico y promover la sostenibilidad ambiental.

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Una situaci n que ilustra el impacto de la cobertura en el clima ocurri durante la prohibici n de vuelos comerciales por tres d as tras el ataque a las Torres Gemelas. La ausencia de vuelos comerciales durante 72 horas result en una disminuci n de las estelas de condensaci n (condense triles=contrails), lo que a su vez llev a un cambio en la cobertura nubosa y a una reducci n de las nubes cirrus.

(ID 9247)

La variaci n de la temperatura lleva tambi n a un aumento de la humedad en la atm sfera lo que a su vez afecta el clima.

(ID 93)