1-2: Evolução da Atmosfera Terrestre

© Richard C. Seagrave & Eugene S. Takle

O objetivo desta unidade é usar alguns princípios básicos da física para ajudarnos a entender as características da atmosfera, tais como: porque ela é assim; como que chegou a esta situação; e o que é necessário para causar mudânças significativas em sua estrutura e composição?
A NASA nos dá algumas informações suplementares sobre este tópico.

Comecemos olhando o sistema solar, as propriedades físicas dos planetas, e suas relações com o Sol. A Tabela dá várias características dos planetas do sistema solar que têm atmosfera, listados em ordem de sua distância do Sol (exceto Titã, que é um satélite de Saturno). A degunda coluna dá o tamanho, indicado por seu raio (Rp). O tamanho do planeta determina sua aceleração gravitacional (g, terceira coluna). A gravidade controla a velocidade de escape (Ve), dada na coluna 4, que representa a velocidade mínima que a molécula necessita para escapar do campo gravitacional do planeta.

A Terra, por exemplo, sendo o quarto menor planeta da lista, tem a quarta menor velocidade de escape (11,2 km/s). Se quizermos lançar uma nave espacial, para que fique completamente livre do campo gravitacional da Terra, ela necessita ter no m'inimo 11,2 km/s. Para colocar um satélite em órbita é um outro problema porque os parâmetros orbitais são determinados pelo balanço da força gravitacional e o movimento da nave, como será mostrado na unidade sobre satelites.

A velocidade de escape pode ser calculada pelo balanço de energia gravitacional na superfície do planeta e a energia cinética:

Isto mostra que a velocidade de escape não depende da massa da partícula, ou seja, a velocidade de escape é a mesma para uma nave espacial e para uma molécula qualquer.

O albedo (A), dado na coluna 6, é uma fração da energia incidente na superfície do planeta que é refletida de volta para o espaço. Portanto, 1 - A é a fração da energia que é absorvida pelo planeta e sua atmosfera. Um corpo absorvedor perfeito tem albedo igual a zero, e um que reflete tudo tem albedo igual a 1. A Terra tem albedo equivalente à média para todos os planetas. Albedo e distância do Sol são os fatores que determinam a temperatura efetiva do planeta.

A temperatura do planeta é uma aproximação da temperatura dos constituintes gasosos no limite superior de sua atamosfera. Essa temperatura determina a velocidade mais provável de cada constituinte nessa região, sendo dada pela seguinte equação:

V_M = velocidade mais provável para uma molécula com massa molecular M
k = constante de Boltzmann (1,38 x 10^-23 J K^-1)
T = Temperatura efetiva (K)
m_H = massa do átomo de hidrogênio (1,67 x 10^-27 kg)

Observe que moléculas com mais massa, como o CO₂ que tem massa molecular igual a 44, tem velocidade provável muito menor do que o hidrogênio com massa molecular 1 ou helio com massa molecular 4. Isto significa que para um planeta, com sua força gravitacional e velocidade de escape, as moléculas mais leves têm maior chance de exceder a velocidade de escape e sair da atmosfera do planeta. A coluna 8 da Tabela permite comparar a velocidade mais provável do hidrogênio (V_H) para a correspondente temperatura Te. Embora a temperatura no "limite superior" da atmosfera do planeta possa ser diferente de Te, a coluna 7 permite comparar valores típicos para a velocidade mais provável Ve para o planeta. Quanto mais próximo da velocidade de escape, maior é a fração de molécula capaz de sair do planeta.

A próxima Tabela dá uma listagem da contribuição fracional de cada gas para a massa total da massa atmosférica de cada planeta. Comparação dessas duas tabelas explica porque Venus, Terra, e Marte, com suas velocidades de escape baixas, tem pouca concentração de elementos leves. Não se espera encontrar, e não se encontra, muito hidrogênio ou helio nesses três planetas, porque esses elementos leves tem alta velocidade provável relativamente à velocidade de escape, e também porque não há fonte desses elementos nesses planetas. Para moléculas mais pesadas, menor velocidade mais provável significa que o escape é muito menos provável.

Por exemplo, CO₂ (M = 44) à temperatura efetiva da Terra, V_o (CO₂) = 310 m/s or 0,31 km/s. O tempo para CO₂ deixar o planeta é longo quando comparado à idade da Terra, que é cerca de 4 - 5 bilhões de anos.

Na primeira Tabela desta unidade, a coluna nomeada po indica a pressão na superfície de cada planeta. Observe que Marte, o menor planeta listado e com velocidade de escape de apenas 5 km/s, não tem atmosfera. A maioria dos gases importantes de Marte foram capazes de escapar, ficando CO₂ como gas predominante. A Terra, no entanto, tem concentração de CO₂ de apenas 3,60 x 10^-4, ou cerca de 360 moléculas por milhão (ppmv, partes por milhão em volume).

Deve-se notar que a Terra é incomum porque é o único planeta que também quantidade substancial de oxigênio em sua atmosfera. Venus e Marte têm apenas traços desse gas.

A imagem anexa mostra quatro estágios da evolução da atmosfera da Terra. Presumivelmente, a Terra se formou como um produto do "spinning off" do Sol, que é basicamente hidrogênio e helio. Quando a Terra se formou e esfriou, sua primeira atmosfera (Atmosfera I) provavelmente era constituida de amônia e compostos de elementos como Bromo, Cloro, Fluor, e Enxofre. Os constituintes dessa atmosfera teriam sido produto de explosão gasosa semelhante ao que acontece com os gases que saem de vulcões: hydrogen sulfide, ácido hidrocloridrico, ácido hidrofluoridrico, Hydrogen sulfide, e amônia, e esses não são gases agradáveis e todos os querem bem longe.

No entanto, essa atmosfera não durou muito, e foi rapidamente substituida por uma de água, CO₂, e Nitrogênio (Atmosfera II). Com o resfriamento da Terra para condições abaixo da pressão e temperatura crítica da água, começou a condensação da água formando lagos e oceanos, e por um período a água desapareceu da atmosfera. Este é o período mais importante, isto é, entre Atmosfera II e III, com o aparecimento de oxigênio, possivelmente produzido por quebra fotoquímica da água. A presênça para proteger a superfície da Terra dos raios ultravioleta permitiu a chegada de organismos fotossintetizantes que consumiram o CO₂ abundante liberando oxigênio, dimuindo a presênça do primeiro e aumentando a do segundo, formando a atmosfera que hoje temos.

Vamos agora considerar os fatores determinantes da temperatura do planeta. O Sol tem temperatura de cerca de 6.000 K e está cerca de 150 milhões de km da Terra. A densidade de fluxo de energia solar que atinge a superfície da Terra é de cerca de 1367 Watts/m² , que se denomina de constante solar (S). Se a Terra absorvesse toda essa energia pela face voltada para o Sol (pi R²) e re-emitisse para o espaço como uma esfera de área 4 pi R², o balanço de energia dado pela lei de Stefan-Boltzmann dá uma estimativa da temperatura radiativa efetiva da Terra:

Sabendo que apenas uma fração da energia incidente (1 - A), sendo A o albedo, é realmente absorvida pela Terra, uma segunda aproximação dá 256 K ou -17°C como temperatura efetiva. Esta está mais longe da temperatura média observada de 283 K ou 15°C do que a primeira estimativa.

Uma aproximação mais refinada é necessária para se obter uma temperatura efetiva que seja próxima daquela observada. O fator que não foi considerado nas aproximações anteriores é o fato da atmosfera ser seletiva para alguns comprimentos de ondas radiativos do espectro de emissão terrestre.

A figura anexa dá uma representação esquemática do fluxo de energia radiante emitido pelo Sol (Curva mais à esquerda) que irradia a cerca de 6.000 K e a Terra (curva mais à direita) irradiando a cerca de 300 K. Observe que o comprimento de onda energia mais irradiada é 0,5 microns (500 nm) para o Sol, e cerca de 10 microns(10000 nm) para a Terra. O Sol emite energia na faixa visivel e a Terra emite energia na faixa do infravermelho. A relação entre emperatura e comprimento de onda mais energético é dada pela Lei de Wien da radiação, que é

sendo T a temperatura radiativa, em K, e l_m o comprimento de onda, em microns.

Um objeto ou gas absorverá energia diferentemente em diferentes comprimentos de onda, dependendo da estrutura atômica de suas moléculas. No comprimento de onda visível, objetos mais escuros absorvem mais energia que objetos mais claros. Um objeto que parece vermelho aos nossos olhos recebe energia do Sol ou outra fonte e absorve todos os comprimentos de onda exceto o vermelho, que é refletida dando sua côr. Um objeto preto absorve quase todos os comprimentos de onda da energia incidente.

Um gas absorverá uma fração da energia radiante incidente. A figura dá a absorvidade de vários gases, variando de 0 a 1,0 para vários comprimentos de onda do espectro. O Sol, irradiando mais na faixa próxima ao seu pico (500 nm), tem toda sua energia de comprimento de onda menor que 300 nm (radiação ultravioleta) absorvida por ozônio, mas nenhum componente atmosférico absorve enegia na "janela" entre 300 e 700 nm (radiação visível). A Terra, no entanto, irradia comprimento de onda ao redor de 10000 nm que, de acordo com o gráfico de absorção, é uma região onde a energia é fortemente absorvida por vapor d'água (H₂O) e dióxido de carbono (CO₂) e, em alguns comprimentos de onda, pelo metano (CH₄), óxido de nitrogênio (N₂O), oxigênio (O₂) e ozônio (O₃). O gráfico na parte baixa da figura dá a absortividade composta para todos os gases atmosféricos.

As propriedades absorventes da atmosfera terrestre permite desenvolver uma terceira aproximação da estimativa da temperatura radiativa da Terra. A atmosfera funciona como uma cobertura que deixa a energia solar entrar e absorve radiação infravermelho que é emitida pela superfície. Deve-se ter em mente que energia emitida pela Terra acabará escapando para o espaço, mas a atmosfera interrompe esse fluxo radiativo e uma parte volta para a superf'icie, aumentando sua temperatura, forçando-a a emitir ainda mais (como exigido pela Lei de Stefan - Boltzmann). O balanço final resulta numa temperatura maior da superfície, mas a mesma quantidade de energia escapa pela parte superior da atmosfera.

Admitindo-se que a atmosfera absorve 90% da energia emergente da supefície e nada daquela vinda do Sol, pode-se ter uma terceira aproximação da estimativa da temperatura da superfície terrestre como é mostrado na figura anexa. Esse modelo do balanço de energia terrestre dá a mesma temperatura efetiva daquela calculada anteriormente (256 K) para o "limite superior" da atmosfera, mas a temperatura da superfície neste modelo é 283 K, o valor atual. Esse modelo simples mostra a importância da atmosfera na determinação da temperatura da superfície do planeta. E o tipo de gas que compõe a atmosfera é fator crítico determinante para a absortividade global. Como se verá mais adiante, é que a temperatura resultante permite a água exitir nas três fases em quantidades abundantes. O vapor d'água absorve a radiação emitida pela superfície, e a parte líquida forma lagos, rios, e oceanos.

Resumindo, os dois pontos mais importantes nesta unidade são: (1) o campo gravitacional e a velocidade de escape do planeta determina a quantidade de atmosfera que é capaz de reter; (2) as leis da radiação e as propriedades absortivas da atmosfera determina tanto a temperatura efetiva como a temperatura da superfície do planeta.

As concentrações de gases que se espera que ocorram na superfície da Terra podem ser calculadas com uso de conceitos de equilibrio térmico. No entanto, os resultados de tais cálculos, mostrados na Tabela anexa, dá concentrações que estão longe da realidade. Por exemplo, os cálculos sugerem que nitrogênio deveria ter concentração 10^-10, quando de fato corresponde a 78% (0,78). Os cálculos indicam que não haveria oxigênio, mas sabemos que existe quase 22%. Metano deveria ser somente 10^-35 ao invés dos 1,7 ppm existente. Do mesmo modo, a quantidade de óxido de nitrogênio, amômia, e hidrogênio calculados por esse método indicam valores muito abaixo dos níveis presentes. Pode-se concluir que a premissa de equilibrio está errada, e que a atmosfera deve estar em estado de constante reação, com entradas e saídas. Conhecimento das concentrações de equilibrio e das taxas de entrada e saída permite estimativa do tempo de residência para cada molécula. Como pode ser visto na tabela, esse pode variar desde 10 dias até 10⁷ anos.

O proximo gráfico dá a distribuição vertical da temperatura da atmosfera terrestre. Esse gráfico representa uma média global e despreza variações espaciais (entre locais) e temporais, que serão discutidas na unidade de estrutura e circulação atmosférica. Note que a temperatura decresce quase linearmente de 15°C, na superfície, até -55°C, a 10 km de altitude. Essa região da atmosfera, chamada troposfera, contem cerca de três quartos da massa total de ar, e seu limite superior é chamado de tropopausa. Acima da tropopausa há uma região de mais ou menos 10 km onde a temperatura permanece constante, e acima dela a temperatura aumenta até cerca de 0°C a 50 km de altitude. Essa camada é chamada de estratosfera. Os primeiros 30 km contem 99% da atmosfera, e 99,9% está abaixo de 50 km. A parte da atmosfera relevante para mudança global vai até 30 km.

Nos 30 km mais proximos da superfície são relativamente bem misturados por convecção e processos turbulentos, tal que a mistura de gases atmosfericos ali é quase homogêenea. Massas de nitrogênio e oxigênio decrescem exponencialmente à medida que se afasta da superfície. Ozônio é produzido por processos fotoquímicos na estratosfera, logo sua concentração aumenta desde a base dessa camada até um máximo por volta dos 30 km, e decrescendo daí para cima. Oxigênio monoatômico e nitrogênio monoatômico existe em concentrações muito baixas acima dessas alturas.

Talvez um dos experimentos mais famosos em ciência foi feito por Stanley Miller que pegou água, metano, e amônia, todos misturados num jarro, e os submeteu aos raios solares. Sua descoberta do desenvolvimento de moléculas complexas sugere que esses são os ingredientes que formaram a vida. Similarmente, cêrca de 3 bilhões de anos atrás, oxigênio começou a aparece na Terra. A proxima figura dá as reações na atmosfera pré-biótica que permitiu uma atmosfera inicial de H₂O e CO₂ formar O₂. Radiação solar decompõe água em H e OH. Monóxido de carbono e OH dá novamente CO₂ mais H. O OH pode dar água e oxigênio monoatômico, e este junto com uma terceira especie (M) pode produzir oxigênio diatômico e hidrogênio que, então, pode escapar. Portanto, teóricamente é possível uma atmosfera com água e CO₂ produzir oxigênio, mas não mais do que uma pequena porcentagem da quantidade que existe atualmente.

A proxima ilustração começa 100 milhões de anos antes do tempo atual e retorna no tempo para mostrar o que aconteceu com oxigênio e ozônio ao longo do tempo. Dois processos ocorreram: primeiro, nitrogênio podia ser fixado, e segundo, CO₂ podia ser absorvida pelas plantas, como algas verdes, produzindo daí oxigênio permitindo expansão da atividade biológica. Plantas oceânicas apareceram primeiro, depois as terrestres, animais oceânos, e animais terrestres. Animais terrestres não apareceram até que a concentração de oxigênio atmosférico atingiu níveis críticos para alimentar as células pelos processos de difusão. Observe que a abundância de ozonio (O₃) em relação à atmosfera atual é alta comparada ao oxigênio (O₂) naquela época. Veremos mais adiante a função crítica do ozônio na proteção contra os raios ultra-violeta, e esta proteção evolucionaria foi importante para o subsequente desenvolvimento das plantas.

Portanto, a matéria viva foi gradualmente produzindo oxigênio durante um período de 1,5 bilhões de anos, conduzindo a uma situação particular aqui na Terra em relação aos outros planetas. No processo de produzir oxigênio as plantas absorvem CO₂ e integrando nitrogênio atmosférico nas plantas, reduzindo dessa forma o teor desses dois componentes.

Outro modo de ter uma visão das diferentes formas e transformações do oxigênio é através do ciclo do oxigenio. Nas próximas aulas os ciclos de outras moléculas serão examinadas, mas o ciclo do oxigênio é um dos mais interessantes. Na figura anexa, círculo representa estimativas de fluxos, a retangulos representam estimativas dos reservat'orios atuais. A atmosfera em si é um grande reservatório (10¹⁹ moles), mas um reservatório maior são as rochas sedimentares. O oxigênio pode estar quimicalmente combinada nesses reservatórios enquanto na atmosfera ele está livre. O reservatório de oxigênio em combustíveis fósseis é cerca de 3 vezes maior do que aquele da biosfera, que consiste de plantas e animais - tanto vivos como resíduos - na superfície terrestre.

Os maiores fluxos de oxigênio, fotossíntese e respiração/decaimento, de cerca de 10¹⁶ moles por ano. A atmosfera ganha oxigênio por intemperismo das rochas, e uma quantidade equivalente é perdida da supefície por enterramento, tal como as plantas marinhas e esqueletos de animais que decantam para o fundo dos oceânos. Queima de combustíveis fósseis (carvão, petróleo, gás natural) na produção de energia representa uma perda de oxigênio para a atmosfera. Finalmente, uma pequena quantidade de O₂ é ganha pela atmosfera quando o vapor d'água é quebrada pelos raios solares (fotólise), com liberação de hidrogênio para o espaço.

O conceito de ciclo material ajuda bastante na avaliação do impacto das atividades humanas em comparação com os processos naturais. Em aulas futuras esse conceito será aplicado na distribuição global de carbono, nitrogênio, enxofre, e água. Pensamento semelhante será usado para avaliar o fluxo global de energia, e será visto como esses ciclos ou balanços de massa e energia estão ligados com o sistema terra/atmosfera/oceâno/gêlo.

Tradução de Antonio Roberto Pereira