Aula 3 A RADIAÇÃO NA ATMOSFERA

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A RADIAÇÃO NA ATMOSFERA DA TERRA
As leis da radiação
Regiões do espectro eletromagnético. Absorção da energia radiante
A atmosfera é uma máquina térmica transportando calor de uma fonte quente, no caso o solo, para as camadas frias do ar a poucos quilômetros acima. Ela não tem partes mecânicas, funciona irregularmente e determina suas próprias condições de como funcionar. Para se movimentar, são dadas apenas a radiação solar e aquelas da superfície terrestre. Toda energia envolvida nos movimentos atmosféricos são derivados, em última instância, da radiação solar após uma ou várias possíveis transformações em calor sensível ou calor latente. 
A especificação da máquina térmica atmosférica e seus ciclos de trabalho são os seguintes: 
1. A fonte primária de calor é o Sol. Radiação de ondas curtas, radiação solar ou radiação visível é absorvida pelo solo. 
2. O fluido envolvido no trabalho é a atmosfera. O calor é distribuído pelos sistemas de movimento em toda escala de tempo e no espaço.
3. O calor é perdido para o espaço. A radiação de ondas longas, radiação infravermelha ou radiação terrestre é emitida pelas camadas intermediárias da atmosfera para o espaço. 
 Esses três processos no ciclo de trabalho na atmosfera não podem ser considerados separadamente. Os três processos estão intimamente interligados de maneira bastante complicada, com um retorno de uma infinidade de variáveis, para a dinâmica atmosférica. 
A radiação fora da atmosfera
A fonte de energia para quase todos os processos que discutiremos neste livro – expansão do ar, precipitação, geração do potencial ionosférico, movimento atmosférico – vem obviamente do Sol. Essa assertiva é igualmente verdadeira para muitos fenômenos fora do escopo da física atmosférica: processos biológicos, formação do solo, e oxidação de metais, por exemplo. Em cada um desses casos a energia incidente no topo da atmosfera originalmente na forma de radiação experimenta uma serie de transformações e finalmente culminando em fenômenos de especial interesse para a física da atmosfera. As relações entre a energia solar e os fenômenos atmosféricos estão intimamente próximas de tal forma que são de grande importância para o entendimento de como as transformações de energia ocorrem. 
A despeito de sua importância para virtualmente todos os processos sobre a Terra, o Sol de maneira nenhuma é único. Dentre os bilhões de estrelas de nossa galáxia (Via Láctea), a importância do Sol reside no fato de sua proximidade; ele está a 150 x 106 km da Terra (8 minutos – luz), onde a estrela seguinte está a 3 x 105 km mais distante (4,3 anos – luz). 
A radiação fora da atmosfera
O Sol é uma esfera gasosa com um diâmetro de 1,42 x 106 km e com uma temperatura superficial de aproximadamente 6 x 103 K. A temperatura cresce através das camadas mais profundas até atingir temperaturas necessárias (15 x 106 K) para provocar a fusão termonuclear. A fonte de energia é a fusão de quatro átomos de H para formar um de He, com um pequeno decréscimo na massa do H no interior do Sol. Essa energia é transferida por radiação e convecção para a superfície, e então emitida na forma de radiação eletromagnética e partículas. Cada centímetro quadrado da superfície solar emite em média uma potência de 6,2 kw. O espectro da radiação solar está apresentado na Fig. 5.6.
A radiação proveniente do Sol
A radiação solar que chega na atmosfera da Terra
O espectro eletromagnético
O espectro solar
A distribuição da radiação eletromagnética emitida pelo Sol é próxima à radiação de corpo negro para uma temperatura de mais ou menos 6.000 K. A semelhança dos espectro solar e de corpo negro prover as bases para estimar a temperatura da camada superficial visível do Sol. Devido ao fato de que o Sol não irradia como um corpo negro perfeito, diferentes comparações são possíveis com diferentes resultados. A lei de Stefan Boltzmann pode ser usada em combinação com a constante solar para calcular a temperatura de 5733 K, da superfície do Sol. Ou o comprimento de onda máxima intensidade, 0,4750 μm, combinada com a lei do espalhamento de Wien pode ser usada para calcular a temperatura superficial de 6100 K. A despeito de não ser possível através das duas leis da radiação para determinar uma única temperatura para a superfície solar, a incerteza é menor do que 1000 graus. Esse intervalo de temperatura resulta do fato de que diferentes partes do espectro são emitidas por diferentes camadas do Sol a diferentes temperaturas. 
O espectro solar
Importante ressaltar que a parte visível, a olho nu, com vidro enegrecido parece ter um brilho uniforme, a fotosfera. A fotosfera é envolta por uma camada esférica de mais ou menos 1,5 x 104 km de espessura conhecida como a cromosfera. Ela é composta por gases rarefeitos e pode ser considerada a atmosfera solar. O espectro da cromosfera é caracterizado por linhas abruptas de absorção, chamadas de linhas de Fraunhofer após a sua descoberta. A despeito dessas linhas terem sido intensamente estudadas como uma pista para as propriedades da cromosfera, é sabido que essa região está distante do entendimento do equilíbrio termodinâmico onde a lei de Kirchhoff não pode ser aplicada e dessa forma as linhas de Fraunhofer não prover uma indicação confiável da temperatura da superfície solar. A temperatura é consequentemente incerta, mas tem sido estimada para variar de 8 x 103 K no centro da cromosfera para aproximadamente 20 x 103 K na região de transição entre a cromosfera e a coroa solar. Os distúrbios violentos da cromosfera resultam em grande quantidade de massa de hidrogênio ionizado sendo emitido pelo sol. Alem da cromosfera a coroa solar ou corona estende-se a muitos milhões de quilômetros no espaço. O contínuo e fraco espectro da coroa solar indica que ela consiste de uma camada rarefeita de gás a uma grande temperatura da ordem de 2 x 106 K. 
O período de rotação do Sol é determinado pela observação das manchas solares e é aproximadamente de 24 dias no equador e 27 dias em latitude de 25º. A inclinação do eixo de rotação do Sol é de 7º. 
O espectro eletromagnético
O espectro eletromagnético
Determinação da constante solar
Mesmo sabendo que a radiação solar é atenuada e absorvida quando passando através da atmosfera, a irradiância da radiação solar no “topo” da atmosfera, conhecida como a constante solar, pode ser calculada por medidas feitas na superfície da terra.
A precisão na determinação da constante solar esta limitada por erros introduzidos na interpolação entre medidas de comprimentos de ondas, e, particularmente em comprimentos de ondas curtos, pela correção da porção ultravioleta do espectro. Essa porção do espectro é completamente absorvida pela atmosfera, dessa forma apreciáveis incertezas são inevitáveis para esse método. Recentes observações usando balões e foguetes têm estendido os limites dentro das ondas ultravioletas e tem reduzido as incertezas da constante solar. Wilson e Hickey* mostraram que a melhor estimativa para o presente é (1.370 ± 1) W.m-2.
A teoria da radiação de corpo negro
A teoria da distribuição da radiação de corpo negro foi desenvolvida por Planck e publicada primeiramente em 1901. Ele postulou que a energia pode ser emitida ou absorvida apenas em unidades discretas ou fóton definida por 
 h = hc/
onde a constante de proporcionalidade tem o valor h = 6,626176 x 10-34 J.s e é conhecida como a constante de Planck. Um quantum de energia radiante é também chamado de fóton. Embora o postulado de Planck tenha sido introduzido arbitrariamente, alguns suportes intuitivos podem ser adicionados se for considerado cada átomo ser análogo a um oscilador mecânico (diapasão) o qual pode oscilar apenas em frequências discretas características. Einstein subsequentemente mostrou que a energia do fóton é expressa por mc2, onde m representa a massa equivalente do fóton. 
A teoria da radiação de corpo negro
A Figura 1 representa esquematicamente as diferentes regiões
das ondas do espectro eletromagnético, correspondendo às diferentes regiões com comprimento de onda  e frequência . Essas duas quantidades estão relacionadas pela seguinte equação:
 c =  (1)
onde c = velocidade da luz no vácuo = 2,998 x 108 m/s. As ondas eletromagnéticas transportam energia, a qual pode ser absorvida pela matéria, produzindo diferentes efeitos. Esta absorção pode ocorrer apenas em múltiplos de um quantum de energia, proporcional à frequência da radiação; desta forma para radiação com frequência , o momentum de um fóton ou o valor de um quantum é dado por:
 h = hc/ (2)
 
A teoria da radiação de corpo negro
No sentido de entender os efeitos que a absorção da energia radiante (como aquela carregada pela radiação solar) pode ter sobre as moléculas (tais como aquelas que constituem o ar atmosférico), precisamos recordar alguns outros fatos. As moléculas podem existir apenas em certos estados de rotação, vibração e configuração eletrônica, com energias características. Em outras palavras, o rotacional, o vibracional e as energias eletrônicas das moléculas são quantizados. As diferenças entre diferentes níveis de rotação são muitos menores do que as diferenças entre diferentes níveis de vibração, e estes são menores do que aqueles entre estados eletrônicos. A absorção da radiação eletromagnética ocorre através de processos elementares, cada um envolvendo a absorção de um foto e um salto simultâneo de uma molécula de seu estado inicial para outro de mais alta energia. Na ausência de algumas dessas possíveis transições, a radiação não é absorvida (contudo ela pode ser espalhada). Desta forma um quantum de baixa energia pode produzir um crescimento na energia rotacional; fótons de alta energia serão necessários para produzir crescimento na energia vibracional e fótons que mantenham altas energias são necessários para produzir mudanças no estado eletrônico. 
A teoria da radiação de corpo negro
Obviamente, que as últimas mudanças podem ser acompanhadas por mudanças simultâneas na rotação e vibração, as quais requerem menos energia. Se o fóton está suficientemente energético, sua absorção pode resultar na dissociação de uma molécula ou na ionização de um átomo ou molécula. De qualquer forma, entre a energia E absorvida (isto é, a mudança de energia do sistema que absorveu) e a frequência da radiação absorvida, a seguinte relação pode ser obtida:
 
 E = h (energia de um fóton) (3)
 
ou E = nh 
onde  é a frequência do oscilador, h é a constante de Planck e n o número quântico, que só admite valores inteiros. Então a energia do oscilador é quantizada. Isto é, não irradiam sua energia continuamente, mas apenas por meio de “pulsos” ou quanta. 
Isto significa que um oscilador (uma onda estacionária) não pode ter uma energia “qualquer”, mas aquela cujo valor satisfaça a equação acima.
A teoria da radiação de corpo negro
Para todos os processos sem ionização ou dissociação apenas certa frequências podem ser absorvidas, correspondendo aos valores de E entre diferentes estados das moléculas: a absorção é discreta, e pode ser revelada através do espectro de absorção mostrando linhas discretas em certas frequências. Por outro lado, a energia translacional não é quantizada. Desta forma, quando a ionização ou dissociação ocorre, os produtos (íons ou elétrons, ou dois átomos ou fragmento de uma molécula) podem ter qualquer valor de energia translacional. O resulta que esse processo requer um limiar de frequência (um valor mínimo de E necessário para a ionização ou dissociação, de acordo com a equação (3), mas fótons com energia acima deste limite podem ser absorvidos, e o excesso de energia permanece como energia cinética neste produto. Isto resulta em um espectro de absorção mostrando contínua absorção acima de certas frequências mínimas. Observar que a nenhuma absorção ocorre cujo efeito primário seria apenas o simples crescimento da energia cinética de uma molécula.
A Figura 1 mostra esquematicamente, os tipos de processos que ocorrem pela absorção da radiação eletromagnética com os comprimentos de ondas e as frequências indicadas abaixo. 
Se a energia do fóton, absorvida por uma molécula, é multiplicada pelo número de Avogadro (NA = 6,0 x 1023), nos temos a energia de um mol, como de uma molécula. Os valores mostrados na Figura 1 estão em Joules por mol. 
 
Absorção e emissão da radiação
A radiação é absorvida quando passa através da matéria, e a fração absorvida é a característica específica desse material ou meio. A razão da radiação incidente e absorvida a um certo comprimento de onda é chamada de espectral ou absorbância monocromática e é usualmente uma função do comprimento da onda. Um corpo com absorbância espectral igual à unidade para todos os comprimentos de ondas é chamado de corpo negro. Um corpo negro perfeito não existe na natureza, contudo eles podem ser bem aproximados especialmente no intervalo das ondas longas ou infravermelhas. Da radiação incidente que não é absorvida parte é refletida e parte transmitida. A razão entre a onda refletida e incidente a certo comprimento de onda é chamada de reflectância espectral, e a razão da onda transmitida para a radiação incidente a um certo comprimento de onda é conhecida como transmitância espectral.
 
Radiação solar e terrestre 
Radiação de “ondas curtas” (luz solar) e de “ondas longas” (terrestre ou infravermelha) na atmosfera
Quando a radiação é absorvida passando através da matéria, a fração absorvida é uma característica desse material. A razão da energia incidente e absorvida a certo comprimento de onda é chamada de espectral ou absorbância monocromática e é usualmente função do comprimento de onda. Um corpo com absorbância igual à unidade para todos os comprimentos de ondas é chamado de corpo negro. Corpo negro perfeito não existe na natureza, contudo eles podem se comportar muito proximamente do corpo negro especialmente nas extensões da radiação de ondas longa ou infravermelha. Da radiação incidente que não é absorvida parte é refletida e parte é transmitida. 
Um modelo de equilíbrio radiativo.
Curvas de Planck
Fig. 2.1 (a) Curvas de energia do corpo negro Bλ a um comprimento de onda λ para 5750 K (aproximadamente a temperatura do Sol ) e 245 K (aproximadamente a temperatura média da atmosfera). As curvas são traçadas em áreas iguais integradas sobre a superfície da terra e em todos os ângulos onde os fluxos de radiação solar e terrestre sejam iguais. b) A absorção para os gases atmosféricos para uma coluna vertical bem clara da atmosfera. As posições das bandas de absorção dos principais constituintes estão marcadas. 
Um modelo de equilíbrio radiativo
Distribuição espectral das radiações solar e terrestre
 Figura 3. As curvas das radiações solar a terrestre indicam as distribuições de energia em diferentes comprimentos de ondas provenientes das duas fontes. Note que a energia solar que entra na atmosfera , e a radiação terrestre que sai ficam em diferentes partes do espectro. (A luz azul tem um comprimento de onda de mais ou menos de 0,4 μ m e a luz vermelha, mais ou menos 0,7 μ m. A região sombreada abaixo das curvas indicam os comprimentos de onda onde a atmosfera absorve radiação.
 
Espectro eletromagnético da radiação solar e terrestre
Figura 4. A radiação do corpo negro a 5700° C é reduzido ao quadrado da razão do raio do Sol e a distância média entre o Sol e a Terra no sentido de dar o fluxo incidente no topo da atmosfera.
Radiação solar e terrestre
Já observamos que a absorção da energia radiante está associada com a transição das moléculas de certo estado para outro de energia mais alta. Similarmente, a transição para um estado mais baixo
de energia pode estar associada com a emissão de um foto com a mesma frequência. Desta forma qualquer corpo pode emitir como também absorver energia radiante. Podemos dizer que um corpo está em equilíbrio radiativo com seu ambiente se ele emite a mesma quantidade de fótons que absorve, por unidade de tempo, para cada intervalo particular de frequência. Chamaremos de emitância radiante ou potência emissiva E à energia radiante total emitida por unidade de área e unidade de tempo. A emitância radiante a um dado comprimento de onda E será a energia radiante emitida por unidade de área, e unidade de tempo, e por unidade de intervalo de comprimento de onda, no intervalo entre  e  + d ( ou o correspondente intervalo de frequência). Então
 E = ∫ E d 
Radiação solar e terrestre
Corpos com absortividades próximas à unidade, para qualquer comprimento de onda , podem ser construídos. Podemos considerar superfícies equivalentes a uma superfície de um corpo com absortividade praticamente igual à unidade podem ser obtida na forma de uma esfera oca com pequena abertura com uma cavidade interna enegrecida. Qualquer radiação chegando à cavidade através da abertura torna-se virtualmente aprisionada, porque ela será refletida muitas vezes internamente na cavidade antes de encontrar a sua saída pela abertura, e uma fração próxima à unidade é absorvida para cada uma das reflexões. Definimos um corpo negro, um corpo hipotético (o termo “corpo” nesse caso se refere a uma massa coerente de um material a qual pode ser considerado ter uma temperatura e composição uniforme, por exemplo, uma camada de gás com uma espessura específica, ou uma superfície de uma massa de um material sólido) camada cuja absortividade é igual à unidade para qualquer comprimento de onda. Desta forma, a abertura é equivalente a uma área igual de um corpo negro. 
As leis da radiação de corpo negro têm sido estudadas experimentalmente e teoricamente e têm sido de grande importância no desenvolvimento da Física. Definindo-as:
a radiação de corpo negro é isotrópica e depende apenas da temperatura do corpo (mas não de sua natureza).
 a emitância radiante a um dado comprimento de onda , definida por Eb = dEb/d, é dada pela Lei de Planck:
 
 Eb = 2c2h/5 . 1/ehc/kT 
onde k = 1,38 x 10-23 J/K é a constante de Boltzmann e os outros símbolos têm o mesmo significado definido antes.
 A emitância radiante integral Eb é proporcional à quarta potência da temperatura (Lei de Stefan-Boltzmann). 
 
 Eb = T4 (5)
 
Onde  = 56,7 nW/m2K4 = 1,33 x 10-12 cal/cm2. s.K4 (1 nW = 10-9 W)
 
Radiação solar e terrestre
Ressalte-se que a lei de Stefan-Boltzmann (5) pode ser considerada como uma consequência da lei de Planck (6), da qual ela pode ser obtida diretamente por integração. A lei de Planck dá a distribuição da energia emitida por um corpo negro em função do comprimento de onda. Ela fornece curvas do tipo mostradas na Figura 2 onde as três curvas correspondem a três diferentes temperaturas. Várias importantes conclusões podem ser obtidas desta figura. Pode-se observar que o máximo da energia emitida se desloca para o comprimento de onda mais curto com o aumento da temperatura; de fato, o valor de  no máximo varia de acordo com a lei
 
m . T = constante = 0,288 cm.K (7)
 
Onde m é expresso em mícron e T em graus Kelvin. 
Radiação solar e terrestre
Também pode ser mostrado que o valor de Em pode ser proporcional a T5. Estas duas conclusões são muitas vezes conhecidas como a lei do espalhamento de Wien. Ela explica a razão porque a luminescência de um corpo incandescente começa com uma cor vermelho escuro, tornando-se mais branco e brilhante assim que sua temperatura aumenta. Pela lei do espalhamento do Wien, é possível estimar a temperatura de uma fonte de radiação conhecendo-se seu espectro de emissão. 
Uma importante consequência da lei do espalhamento de Wien é o fato que a radiação solar está concentrada no espectro visível e do infravermelho próximo, enquanto a radiação emitida pelos planetas e por suas atmosferas está largamente confinada no espectro do infravermelho. 
Radiação solar e terrestre
Adicionaremos agora a quarta lei da radiação, conhecida como a Lei de Kirchhoff: a emitância radiante para qualquer corpo (não negro em geral) é igual à sua absortividade vezes a emitância radiante do corpo negro, à mesma temperatura: 
 
E = A. Eb (8)
 
Em outras palavras, as emitâncias radiantes são proporcionais às absortividades, considerando a absortividade do corpo negro particularmente igual à unidade:
 
E1/A1 = E2/A2 = ...... = Eb /1 (9)
 
Onde os índices 1, 2, etc. indicam diferentes corpos (todos à mesma temperatura). Desta forma certos corpos podem absorver mais em certos comprimentos de onda e emitir mais no mesmo comprimento de onda. 
A razão  = E/ Eb é chamada de emissividade. Portanto a emissividade de um corpo negro é igual à unidade, e em geral, para qualquer tipo de corpo, 
 
 = A (10)
 
isto é, a emissividade é igual à absortividade.
Leis do corpo NEGRO
CORPO NEGRO – é um corpo hipotético compreendendo um número suficiente de moléculas absorvendo e emitindo radiação eletromagnética em todas as partes do espectro eletromagnético de tal forma que:
toda a radiação incidente é completamente absorvida ( daí o termo negro), e em todos os comprimentos de onda e em todas as direções um máximo possível de emissão de radiação é realizado.
A quantidade de radiação emitida por um corpo negro é unicamente determinada por sua temperatura, como descrita pela lei de Max Karl Ernest Ludwig Planck ou Lei de Planck.
 
Lei de Planck – A quantidade de radiação emitida por um corpo negro é determinada unicamente pela sua temperatura, a qual determina que irradiação monocromática da radiação emitida por um corpo negro em temperatura absoluta T é dada por:
 
 Eb = 2c2h/5 exp (hc/kT) – 1  (14)
 
onde k = 1,38 x 10-23 J/K é a constante de Boltzmann. A radiação de corpo negro é isotrópica, isto é, a radiação é independente da direção.
Quando Eb é representado graficamente como uma função do comprimento de onda para uma dada temperatura, o espectro resultante de uma radiação monocromática mostra as característica na forma ilustrada na Figura abaixo, com um corte abrupto no comprimento de ondas curtas e elevação íngreme em seu máximo, uma queda suave para os comprimentos de ondas maiores. Através da maior parte da faixa de comprimento de onda, o termo exponencial na equação acima é bem maior do que a unidade; portanto a equação fica:
 
 Eb ≈ c-5 exp(hc/kT) (15)
 
Apenas para os comprimentos de ondas longas no final das curvas (bem como à direita dos picos) torna-se necessário o uso da expressão completa (15).
Leis do corpo negro
Lei de Stefan – Boltzmann – A quantidade de energia irradiada por uma superfície, em unidade de área por unidade de tempo, é proporcional à quarta potência da temperatura. 
 Fluxo (erg.cm-2 s-1) =  x (temperatura)4 (11)
 
ou melhor F =  x T4
 
Lei da Radiação de Wien – O comprimento de onda de um pico é inversamente proporcional à temperatura.
 m = 1/T ou melhor m.T = const. = 0,288 cm.K (12)
 
Lei de Radiação de Kirchhoff – Uma molécula a qual absorve radiação em um particular comprimento de onde também é capaz de emitir radiação n o mesmo comprimento de onda. A razão à qual tal emissão ocorre é uma função da temperatura
e do comprimento de onda. Isto é uma propriedade fundamental da matéria a qual é controlada pela lei de Kirchhoff. A emissividade e a opacidade são iguais para os corpos translúcidos. Ou ainda: A emitância radiante de qualquer corpo (não negro em geral) é igual à sua absortividade multiplicada pela a emitância radiante do corpo negro, à mesma temperatura, 
 E = A. Eb (13)
Em outras palavras, as emitâncias radiantes são proporcionais às absortividades, sendo a absortividade do corpo negro, em particular, igual à unidade.
 
Opacidade, capacidade de uma camada em absorver radiação.
Radiação Solar
Exceto para pequenas faixas de excitação, entendendo como excitação a transição de moléculas ou átomos de um estado de energia baixo para um mais alto, do O2 e alguma absorção pelo O3 (banda de Chappuis), pouca absorção ocorre na porção visível do espectro solar. A absorção torna-se, contudo muito importante na região do ultravioleta (< 370 nm), desta forma muito pouca deste tipo de radiação alcança o solo.
No sentido de descrever como esta radiação é absorvida e quais são os efeitos, vamos considerar a radiação solar que penetra na atmosfera da Terra. As radiações mais energéticas (radiação de comprimento de onda curto) serão rapidamente absorvidas por átomos ou moléculas que se tornarão ionizadas ou dissociadas. Radiação menos energética será capaz de penetrar profundamente na atmosfera, até encontrar concentração suficiente de espécies gasosas capaz de absorvê-la. Em geral, quanto mais ela penetra, maior densidade de moléculas (devido ao rápido crescimento da pressão em direção ao solo), desta forma uma vez a radiação de um certo comprimento de onda começa a ser absorvida por algum componente do ar, ele torna-se rapidamente exaurido. 
Contudo, deve-se lembrar que o ozônio, o qual é um absorvedor de radiação muito importante, está concentrado em certo nível, isto é, sua concentração passa através de um máximo uma vez que a concentração do ozônio passa por um máximo em vez de crescer continuamente para menores altitudes.
O perfil de Chapman
Mesmo sabendo-se que a absorção da radiação ultravioleta através da alta atmosfera é um problema complicado, os aspectos essências deste processo podem ser obtidos através de um tratamento simplificado e sob considerações também simplificas. O primeiro cientista a fazer esta abordagem simplificada foi Sydney Chapman, e por isso chamaremos a razão ou o perfil da taxa de absorção da radiação como função da altitude de perfil da Chapman.
Restringiremos a derivação deste caso simples e idealizado pelas seguintes considerações:
A radiação é monocromática (isto, é, para um dado comprimento de onda ) e sua densidade de fluxo radiante incidente sobre a atmosfera vinda de fora (energia por unidade de tempo e por unidade de área, vinda do Sol) é I.
b) Existe apenas uma espécie de molécula capaz de absorver essa radiação, tendo como base uma distribuição exponencial com a altura (como aquela esperada para uma região isotérmica em equilíbrio difusivo). 
c) A radiação chega verticalmente sobre a atmosfera, isto é o ângulo no zênite ou 0o. 
d) A lei de Beer para a absorção de radiação é aplicada. De acordo com esta lei, a diminuição dI da densidade do fluxo radiante I após atravessar uma camada de espessura dz é proporcional a I e dz.
 A cadeia de reações que produz e destrói o oxigênio atômico e o ozônio inicia com a fotodissociação do oxigênio molecular. Antes que possamos avançar nesse assunto, torna-se necessário conhecer a rapidez em que a fotodissociação ocorre nos diferentes níveis da atmosfera. 
O perfil de Chapman
 Três fatores determinam a taxa de fotodissociação. O primeiro é o número de fótons disponíveis para causar a fotodissociação; o segundo é o número de moléculas de oxigênio expostas à radiação dissociadora; o terceiro é a eficiência com o qual os fótons causam a dissociação. Essa eficiência depende do comprimento de onda dos fótons. Os fótons com longos comprimentos de onda não possuem energia suficiente para romper os liames moleculares. Experiências em laboratório, de medições da absorção de radiação pelos gases mostraram que a fotodissociação também não é provável em comprimento de ondas curtas. O oxigênio molecular (O), por exemplo, é mais intensamente dissociado pela radiação nos comprimentos de onda próximos de 1.450O A. A fotodissociação diminui em eficiência nos comprimentos de ondas maiores e menores. 
 A eficiência com a qual os fótons causam fotodissociação depende de seu comprimento de onda, mas não da altitude na atmosfera. Os outros dois fatores, entretanto, alteram-se com as mudanças de altitude. As variações da densidade de oxigênio são fornecidas pela lei barométrica. O número de moléculas em cada centímetro cúbico de ar diminui conforme o fator e (=2,7182) para cada aumento de uma escala de altura. Se todas as demais condições permanecerem iguais, observaremos que ocorrerá maior fotodissociação nas altitudes baixas que nas elevadas, devido à maior quantidade de moléculas passíveis de serem dissociadas. 
O perfil de Chapman
A taxa de absorção dos fótons solares é proporcional ao produto da densidade das moléculas absorventes e do fluxo de fótons (as escalas logarítmicas mostram que c = a + b – constante).
O perfil de Chapman
Transformações químicas
Vamos considerar as transformações químicas que ocorrem quando uma atmosfera absorve radiação solar no comprimento de onda do ultravioleta.
 
As reações químicas que se verificam na atmosfera terrestre envolvem o oxigênio; o nitrogênio sofre pequena modificação química. Na atmosfera, existe muito oxigênio como moléculas formadas por dois átomos ligados por forças químicas (O2).
Modificações importantes verificam-se nas altitudes elevadas, onde as moléculas de oxigênio absorvem a radiação solar ultravioleta.
O que acontece quando uma molécula absorve radiação está, na dependência da natureza e quantidade da energia absorvida.
A radiação eletromagnética pode ser concebida como uma torrente de partículas chamadas FÓTONS.
A energia de cada fóton é inversamente proporcional ao comprimento de onda da radiação.
Os fótons com comprimento de onda longo têm pouca energia. Quando eles são absorvidos podem ocasionar rotação ou vibração das moléculas, mas não causam modificações químicas.
A fim de causar estas alterações, os fótons devem possuir energia suficiente para romper a molécula, quebrando os liames que unem os átomos.
Esse processo no qual a absorção de um fóton leva ao rompimento da molécula absorvente, é denominado de fotodissociação.
Os átomos produzidos pela fotodissociação são muito ativos e iniciam seqüências de reações que promovem a produção de novas espécies.
As duas novas espécies produzidas pela fotodissociação do oxigênio molecular (O2) na atmosfera terrestre são o oxigênio atômico (O) e o ozônio (O3).
O OZÔNIO
Diferentemente do vapor de água e CO2, o ozônio é quimicamente formado e destruído dentro da atmosfera. O complicado processo da formação do ozônio e sua distribuição dentro da atmosfera são de importância para a radiação terrestre na região do ultravioleta e para o balanço de calor da mesosfera e dessa forma cedo se criou o interesse sobre o ozônio, dessa forma atualmente é do maior interesse a investigação dos constituintes não permanentes da atmosfera. Nos últimos vinte anos os assuntos ligados ao ozônio atmosférico expandiram-se de tal maneira que alguns aspectos não podem ser tratados exaustivamente dentro do escopo desse livro. Recomendo aos leitores uma pesquisa mais aguçada e com informações mais detalhadas como no artigo original, Paetzol, 1957 e outros bem mais recentes.
O ozônio é comparativamente um dos menores constituintes da atmosfera, com uma concentração média de mais ou menos 2 a 3x10-6 ppm (partes por milhão em volume) se for considerado uniformemente distribuído pela atmosfera. A unidade ordinariamente usada para expressar a quantidade
total de ozônio na atmosfera é a altura de uma coluna equivalente de ozônio em condições normais de temperatura e pressão, como padrão. Expressando nessa unidade, esse total varia de mais ou menos 0,16 a 0,4 cm.
Considerando perfis verticais é padrão (usual) considerar 10-3 cm em CNTP de ozônio por km de altitude como unidade. Essa é a concentração em volume de 21,4 µg/m3 e é usualmente colocado como o volume da razão de mistura se processos de mistura vertical ou de circulação são considerados.
 
A TEORIA DA FORMAÇÃO DO OZÔNIO
As considerações teóricas sobre a formação do ozônio começaram essencialmente com o artigo de Chapman (1930) no qual ele discutiu a fotoquímica envolvida e mostrou que a presença do ozônio pode ser explicada em termos da ação da luz ultravioleta sobre o oxigênio. Entre os anos de 1933 e 1937, Wulf em associação com Deming, publicaram vários artigos (Wulf e Deming, 1937) desenvolveram essa teoria e com considerável simplificações tiveram sucesso em calcular a distribuição vertical do ozônio para o equilíbrio fotoquímico. Esses resultados encorajaram e concordaram com as poucas observações disponíveis naquele tempo. Desde então vários cientistas, como Schoerr (1944), Dutsch (1946) e Craig (1950), refinaram a teoria consideravelmente e após essa data tornou-se disponível como parâmetro físico para cálculos numéricos. Posteriormente, Paetzold (1953a,b, 1957), reexaminou os resultados teóricos e os comparou com os perfis verticais do ozônio através de observações diretas.
As considerações teóricas tinham uma dupla ajuda; primeiro para calcular a distribuição vertical do ozônio sob condições de equilíbrio fotoquímico e determinar em que extensão ele depende dos vários parâmetros envolvidos, segundo, para calcular a razão do retorno desse equilíbrio após um distúrbio tenha ocorrido. Para qualquer propósito, esse objetivo tem sido alcançado e no futuro apenas ajustes serão necessários após melhores dados numéricos sejam obtidos para alguns parâmetros físicos envolvidos. 
A RADIAÇÃO ULTRAVIOLETA
Para o entendimento dos efeitos da absorção da energia radiante, como a luz do Sol, pelas moléculas constituintes do ar atmosférico terrestre, é necessário observar-se alguns aspectos importantes. As moléculas podem existir apenas em certos estados de rotação, vibração e configuração eletrônica, com energias características próprias. Em outras palavras, a rotação e a energia vibracional e eletrônica das moléculas são quantizadas. As diferenças entre os diferentes níveis de rotação são muito menores do que aqueles entre diferentes níveis de vibração, e estes menores ainda do que aqueles entre estados eletrônicos. A absorção da radiação eletromagnética ocorre através de processos elementares, cada um envolvendo a absorção de um fóton e um salto simultâneo da molécula de um estado inicial para outro de maior energia.
A radiação solar mais conhecida é a visível (400 a 600 nm), contudo, outras duas faixas importantes são a do ultravioleta (100 a 400 nm) e a do infravermelho (700 a 3.000 nm). A faixa do visível fica entre 400 e 600 nm, e a faixa do ultravioleta, entre 100 e 400 nm. A faixa do ultravioleta é ainda subdividida em três partes: a ultravioleta – A (UV-A), entre 400 e 320 nm; a ultravioleta – B (UV-B), entre 320 e 280 nm e a ultravioleta –C, entre 280 e 100 nm. A UV-A chega normalmente à superfície terrestre, não sendo absorvida eficientemente por nenhum constituinte da atmosfera. Em excesso, a radiação UV-A pode também trazer perturbações à saúde, mas esta não deve aumentar sua intensidade com o tempo, como é o caso da UV-B. Contrariamente à radiação ultravioleta – A, a radiação UV-B é fortemente absorvida pelo ozônio da atmosfera terrestre, causando uma variação muito forte na intensidade da radiação medida na superfície entre os limites de 280 a 320 nm. A faixa mais energética, a UV-C, em comprimento de onda mais curtos que 280 nm, é totalmente absorvida pela atmosfera da Terra.
A RADIAÇÃO ULTRAVIOLETA
É importante observar-se que quando se fala em radiação ultravioleta, estamos nos referindo, portanto ao UV-A e ao UV-B. A radiação ultravioleta tipo B (UV-B) é a única que interage com a CAMADA DE OZÔNIO. 
Contextualizando melhor, a absorção da radiação ultravioleta pela atmosfera segue o seguinte padrão: UV – A é absorvida pela atmosfera em 10%; a UV – B em 90% e a UV – C em 100%, isto é, totalmente absorvida no “topo” da atmosfera. A radiação UV-C é chamada ultravioleta distante, do visível e próxima da radiação de raio X.
A RADIAÇÃO ULTRAVIOLETA
A radiação solar mais conhecida é a visível (400 a 600 nm), no entanto duas outras faixas importantes são a da radiação ultravioleta (100 a 400 nm) e a da radiação infravermelha (800 a 3.000 nm). As duas mais importantes para o assunto em pauta são:
 
A FAIXA DO VISÍVEL – entre 400 A 600 nm, 
 
A FAIXA DO ULTRAVIOLETA – entre 100 e 400 nm.
 
As faixas da radiação ultravioleta é ainda subdividida em:
 
UV-A → entre 400 e 320 nm – Absorção na Atmosfera: 10%
 
UV-B → entre 320 e 280 nm - Absorção na Atmosfera: 90%
 
UV-C → entre 280 e 100 nm – Absorção na Atmosfera: 100%, totalmente absorvido no “topo” da atmosfera. 
A radiação UV-A chega normalmente à superfície terrestre, não sendo absorvida eficientemente por nenhum dos constituintes atmosféricos. Em excesso, a radiação UV-A pode também trazer perturbações à saúde, mas esta não deve aumentar sua intensidade com o tempo, como é o caso da radiação UV-B.
A radiação UV-B, ao contrário da UV-A é fortemente absorvida pelo ozônio da atmosfera terrestre, causando uma variação muito forte na intensidade da radiação medida na superfície entre os limites de 280 a 320nm. 
A radiação UV-C, é a faixa mais energética, com comprimento de onda mais curtos que 280 nm e é totalmente absorvida pela atmosfera terrestre.
Quando se fala em radiação ultravioleta, no nosso dia a dia, refere-se, portanto ao UV-A e ao UV-B. A radiação ultravioleta B (UV-B) é a única afetada pela camada de ozônio.
 
As três faixas da radiação ultravioleta
A FAIXA DO VISÍVEL – ENTRE 400 A 600 nm, e
 
A FAIXA DO ULTRAVIOLETA – ENTRE 100 e 400 nm.
 
A faixa da radiação ultravioleta é ainda subdividida em:
 
UV-A → entre 400 e 320 nm – Absorção na Atmosfera: 10%
 
UV-B → entre 320 e 280 nm - Absorção na Atmosfera: 90%
 
UV-C → entre 280 e 100 nm – Absorção na Atmosfera: 100%, totalmente absorvido no “topo” da atmosfera. 
 
O ozônio na estratosfera (OZONOSFERA)
 
A atmosfera da Terra não foi sempre como é hoje. Durante os diferentes períodos geológicos, ocorreram adaptações sucessivas, mas a modificação mais decisiva teve lugar há aproximadamente 600 milhões de anos, no período geológico chamado Pré-Cambriano, quando surgiram os primeiros organismos capazes de usar diretamente a luz solar como mecanismo energético, no processo de fotossíntese. Foi este o processo que modificou drasticamente a atmosfera de um estado redutor, sem oxigênio livre na atmosfera, para um estado em que, como ainda é hoje, existe oxigênio livre. Foi somente após esta transição, com o surgimento da camada de ozônio, um subproduto do oxigênio, que a vida animal e vegetal pôde desenvolver-se na superfície terrestre continental, porque antes, a grande incidência de radiação ultravioleta só permitia o desenvolvimento celular nas profundezas dos oceanos. A vida primordial criou a camada de ozônio. Há indícios de que a vida moderna pode destruí-la. 
 
A CAMADA NATURAL DO OZÔNIO
 
O ozônio é um gás azul-claro muito venenoso para a vida humana, mesmo em pequenas concentrações. É produzido na alta atmosfera e pelas descargas elétricas através dos relâmpagos, e artificialmente fabrica-se graças a equipamentos elétricos de elevadas voltagens. Tem um odor característico e pungente. Pode surgir ao nível do solo em consequência de reações químicas envolvendo a luz do Sol atuando sobre a poluição; o ozônio ao nível do solo faz parte, em certas condições atmosféricas, como parte do smog fotoquímico. À primeira
vista pouco se pode dizer a favor do ozônio, apesar de ter as suas utilizações na indústria química (como agente branqueador) e como forte germicida, propriedade que o leva a ser utilizado na esterilização da água potável. 
No entanto, a uma distância segura, o ozônio é essencial para o nosso bem-estar. O ozônio existente na estratosfera protege a superfície da Terra da radiação ultravioleta proveniente do Sol, a qual a não ser assim, poderia varrer da superfície do planeta quase todas as formas de vida, principalmente sobre os continentes. Por outro lado, o ozônio é uma das formas assumidas pelo oxigênio, ingrediente ativo do ar que respiramos, gás absolutamente essencial a todas as espécies animais da Terra. O que destaca o ozônio é que o oxigênio molecular O2 contem dois átomos de oxigênio, enquanto as moléculas do ozônio são formadas por três átomos; é o que basta para estabelecer a diferença entre a vida e a morte, pois qualquer animal morrerá se respirar mais que vestígios de ozônio; este, porém, está também relacionado com o aparecimento da vida na Terra.
A camada natural do ozônio
Na atmosfera da Terra, a radiação ultravioleta proveniente do Sol, com comprimento de onda entre 1.000 a 4.000Ao (100 a 400 nm) é absorvida pelo ozônio nas altitudes próximas de 20 a 50 km. As radiações nesses comprimentos de onda são letais para os organismos terrestres, e não poderiam sobreviver se a superfície da Terra não fosse protegida por uma CORTINA DE OZÔNIO.
O ozônio na estratosfera é um gás extremamente útil para os seres vivos e não deve ser eliminado sob pena de ocorrer uma transformação drástica na nossa maneira atual de viver. Parece não resultar em nenhum benefício de sua destruição, ainda que parcial, da camada de ozônio. Há vários aspectos negativos, no entanto, todos eles decorrentes do aumento da radiação UV-B.
O OZÔNIO
O ozônio é um gás que existe em estado puro e livre na atmosfera terrestre. O prefixo ozo vem do grego, com o significado de aroma ou cheiro, que no ozônio é muito forte e característico (penetrante e desagradável). O ozônio é subproduto do oxigênio. A uma altura suficientemente elevada, na estratosfera, os raios ultravioletas provenientes do Sol, são suficientemente intensos para dissociar (quebrar) a molécula do oxigênio produzindo dois átomos de oxigênio atômico, O, a partir de uma molécula de oxigênio, O2. A maior parte da radiação ultravioleta (UV) proveniente do Sol fica próxima à radiação visível no espectro eletromagnético, ou seja, entre 170 nm e 370 nm (Figura 3). Esta é a região do espectro absorvida pelo O3 (ozônio). A camada de ozônio pode ser destruída, esta radiação poderá alcançar o solo, tornando certamente impossível a vida florescer sobre as regiões continentais. Esta é a razão da presente preocupação entre os físicos atmosféricos de que o Óxido de Nitrogênio proveniente da combustão de jatos supersônicos voando na estratosfera, ou de componentes fluorados (freons) alcançando a estratosfera devido à sua estabilidade química, e que poderá causar prejuízo na camada de ozônio (O3). 
Medida da camada de ozônio
A distribuição do O3 pode ser medida do solo ou através de “ozonosondas”. Os métodos usados são espectroscópicos, utilizando suas propriedades de absorção da radiação UV, da infravermelha e química. O O3 absorve muito fortemente a radiação UV, as camadas superiores da ozonosfera sempre impedem a passagem desta radiação; a absorção produz a elevação da temperatura na estratosfera bem como um máximo de aproximadamente 0o C na camada da estratopausa. 
A formação do O3 
A formação do O3 ocorre fotoquimicamente, e pode ser estudado através das diferentes reações que ocorrem e do conhecimento de suas razões específicas. A uma altura suficientemente elevada, na estratosfera, os raios ultravioletas provenientes do Sol, são suficientemente intensos para dissociar (quebrar) a molécula de oxigênio produzindo dois átomos de oxigênio atômico, O, a partir de uma molécula de oxigênio (molecular), O2. As reações predominantes são:
 
Reações fotoquímicas primárias 
 
O2 + h (fóton) = O + O (   242 nm )
 
Onde h representa à energia correspondente à luz ultravioleta necessária para a ocorrência da dissociação. O ozônio consiste de três átomos de oxigênio (O3) combinados em uma única molécula. Sua formação acompanha a fotodissociação do oxigênio molecular (O2) pela radiação ultravioleta proveniente do Sol. 
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A formação do ozônio
Nas altitudes superiores a 70 km, reação recombinatória entre dois átomos de oxigênio e uma terceira molécula (M) promove a remoção dos átomos de oxigênio,
 
O + O  O2 + M
 
A terceira molécula M torna-se necessária para consumir a energia liberada pela reação.
Nas altitudes mais baixas, uma outra reação é importante, a realizada entre um átomo de oxigênio (O) e uma molécula de oxigênio (O2) a fim de produzir a molécula de ozônio,
 
O + O2  O3 + M
A formação do ozônio (O3)
Há numerosas reações que removem o ozônio produzido pela reação acima. A primeira reação importante nas altitudes elevadas, é a recombinação do ozônio e o oxigênio atômico para formar duas moléculas de oxigênio
O + O3  O2 + O2
A segunda reação importante em todas as altitudes, é a fotodissociação do ozônio
O3 + h = O2 + O (   1100 nm )
 Esse processo é o responsável pela absorção da radiação solar entre 280 nm a 320 nm. Finalmente, o ozônio é removido das baixas altitudes pelas reações com as partículas de pó ou com o solo. 
A formação do ozônio
É importante ressaltar ainda que, ao processo de produção do ozônio seguem-se vários processos de perda, isto é, processos que destroem a molécula de O3 inclusive sua dissociação absorvendo a radiação ultravioleta tipo B. Normalmente essas são reações com os compostos nitrogenados, e os processos de perda mais importantes na estratosfera podem ser apresentados a seguir,
NO2 + O  NO + O2
 
NO + O3  NO2 + O2 
Reações fotoquímicas secundárias 
O + O2 + M  O3 + M
Sendo o resultado final, 
 O + O3  2 O2 
 
Onde M é uma molécula não reativa que atua como um terceiro corpo para absorver o excesso de energia da reação. 
A formação do ozônio
A concentração do ozônio não é a mesma em diferentes alturas, porque os processos de produção e perda têm intensidades diferentes a diferentes alturas. O próprio processo de produção de ozônio atenua a intensidade da radiação ultravioleta de cima para baixo, e o que resulta é uma concentração de ozônio que é máxima em certa altura, em torno de 30 km, diminuindo rapidamente para cima e para baixo. Surge assim o conceito de CAMADA DE OZÔNIO, isto é, uma fatia da atmosfera onde a concentração de O3 é relativamente elevada em relação ao resto da atmosfera. 
 
Para se entender a fragilidade da camada de ozônio basta se considerar que a região situada entre 15 a 50 km de altura, onde a concentração de ozônio é máxima, nela a concentração de ozônio chega a 10 ppm, servindo como um gigantesco filtro solar natural para a radiação ultravioleta (UV), particularmente UV-B. Embora tenha todo esse poder de bloquear a radiação UV é uma camada muito rarefeita e se for colocada ao nível do mar, isto é, a uma pressão de 1 atm. e a uma temperatura de 0o C ela ficaria com apenas 1 cm de espessura.
A destruição da camada de ozônio
A camada de ozônio é estudada continuamente desde 1956 por instrumentos de solo e mais recentemente por foguetes e satélites. No final da década de 1970 descobriu-se uma queda acentuada na concentração do ozônio estratosférico que vai de 15 a 50 km de altitude, na região da Antártica, entre as latitudes de 60° S e 90° S, durante a primavera austral,
quando o Sol começa iluminar o círculo polar antártico. Esse fenômeno é conhecido como buraco de ozônio. No entanto, estudos recentes mostram um decréscimo da camada de ozônio em todas as latitudes.
Ressalte-se que essa queda persiste até o presente e tem ocorrido devido à injeção de composto de cloro, como os clorofluorcarbonetos ou CFCs, os quais ao atingirem a estratosfera, liberam o átomo de cloro que destrói de forma catalítica as moléculas de ozônio. Essa descoberta levou ao estabelecimento do Protocolo de Montreal, iniciado em 1987, o qual impôs o fim na produção e comercialização dos principais CFCs. Observações realizadas por satélites como em solo mostram (IPCC, 2001) que ainda existe um decréscimo do conteúdo total do ozônio de cerca de 4% por década no Hemisfério Norte, e 6% para o Hemisfério Sul. Com isso acarreta uma grande variação da quantidade de radiação UV que chega à superfície terrestre. 
A destruição da camada de ozônio
Já no início da década de 60 verificou-se que a camada de ozônio estava sendo destruída mais rapidamente do que o normal. O problema foi agravado pelo aumento vertiginoso de automóveis, aviões, foguetes e ônibus espaciais. No ano de 1984 verificou-se uma perda de 40% da camada de ozônio sobre o continente Antártico. Em um cálculo modesto, verificou-se que a camada de ozônio vem diminuindo 0,5% ao ano, e que uma redução de 1% na camada de ozônio corresponderá um aumento de 2% da radiação ultravioleta que chega à superfície terrestre, o que poderá trazer problemas como câncer de pele, principalmente na região tropical, catarata, cegueira, danos na vegetação, alteração no plâncton e reflexo em toda a cadeia alimentar.
A destruição da camada de ozônio
Nos oceanos, a incidência direta da radiação ultravioleta poderia extinguir as algas planctônicas que realiza a fotossíntese na superfície dos mares, o que poderia resultar na extinção de muito outros animais marinhos. Também na atmosfera superior, na estratosfera, as consequências seriam imprevisíveis. Isto poderia provocar grandes mudanças na distribuição térmica e na circulação global da atmosfera.
A ausência ou diminuição do ozônio na troposfera, também provocaria impacto consideráveis sobre toda a química da atmosfera. O ozônio é uma das moléculas mais reativas, que também participa na produção no radical mais ativo da baixa atmosfera, o oxidante mais poderoso da troposfera, é o radical OH. A consequência disto seria um possível aumento das concentrações de metano, CH4, e monóxido de carbono, CO, o que seria indesejável. 
A participação do clorofluorcarboneto (CFC) ou “freon” na 
destruição da camada de Ozônio
A origem do freon remonta a 1926, quando Thomas Midgley e Charles Franklin Kettering inventaram uma combinação de gases que foi chamada de freon. Os CFCs são um grupo de alifáticos de combinação orgânica que contem o carbono, flúor e, em muitos casos, outros halógenos, especialmente o cloro e hidrogênio. São incolores, inodoros, não inflamáveis, não são corrosivos ou líquidos. Marca registrada da empresa norte americana Du Pont. Nos anos 80 descobriu-se que o freon e todos os gases do tipo CFCs são danosos à camada de ozônio. O erro foi acreditar que os CFCs eram muito estáveis. Na realidade, eles são muito estáveis na troposfera, porém, na estratosfera eles tornam-se instáveis, devido ao cloro ser sensível aos raios ultravioleta provenientes do Sol e ao se decompor atacam as moléculas do ozônio. Esse processo se dá da seguinte forma:
Como as moléculas de CFC são muito leves, elas passam intactas pela troposfera para desembocar na estratosfera. Ali, os raios ultravioletas do Sol quebram as moléculas de CFC e liberam átomos do gás cloro, como mostrado a seguir: 
 
 CFC + UV (h)  Cl + ........
 
O ozônio, reage com o cloro (Cl), formando monóxido de cloro (ClO) e mais oxigênio molecular (O2)
 Cl + O3  ClO + O2 
A cadeia de reações químicas não ficaria nisso. O monóxido de cloro combinando-se com o oxigênio deixam novamente livre os átomos de cloro para novamente reagir com o ozônio. Estima-se que cada átomo de cloro destrói 100 mil moléculas de ozônio na atmosfera. Como o CFC tem um tempo de residência de aproximadamente 75 anos. Portanto, tem carga suficiente de gás na atmosfera para destruir o ozônio por quase um século. Mesmo que nova quantidade de gás CFC não seja lançada na atmosfera, o que está acontecendo em pouca intensidade, devido aos tratados internacionais como de Montreal e Kyoto, mesmo assim os anos futuros já estão comprometidos.
 
O buraco de ozônio
A atual atmosfera funciona como um cobertor quente, rico em oxigênio, que ajuda a manter as condições adequadas para a vida tal como a conhecemos na Terra. Esse fato não constitui qualquer surpresa, já que a vida evoluiu de modo a ajustar-se às condições prevalecentes dentro desse cobertor de ar; no entanto, parte da preocupação foi resultado da descoberta parcial da diminuição da camada de ozônio, particularmente no chamado buraco de ozônio sobre a Antártica.
A camada de ozônio é uma tela natural que filtra a radiação ultravioleta dos raios solares nocivos aos seres vivos, capazes de causar nas pessoas queimaduras de pele, câncer e catarata. Uma molécula de ozônio é composta por três átomos de oxigênio e na estratosfera se concentrada em uma faixa a uma altura de cerca de 20 km. Existe uma molécula de ozônio para cada cem mil moléculas de ar, explica o BAS (British Antarctic Survey). 
O ozônio é gerado quando a radiação ultravioleta quebra as moléculas de oxigênio, e ele é destruído por reações químicas do cloro e do bromo liberados na atmosfera pelos gases de CFCs. 
Buraco na camada de ozônio
O buraco de ozônio
Buraco na camada de ozônio
O buraco na camada de ozônio na Antártica
Buraco na camada de ozônio sobre a Antártica
Buraco na camada de ozônio na Antártica
A recuperação do buraco de ozônio
Na década de oitenta foram emitidas 500 mil toneladas de CFC por ano, atingindo um valor de 30 milhões de toneladas acumulados na atmosfera, um sexto do que atingiu a estratosfera, informam os relatórios da Unidade de Coordenação de Investigação do Ozônio da UE. 
Apesar do fato de que a destruição do ozônio não se restringe à Antártica, o buraco de ozônio no local deve-se ao tempo na região e ao frio extremo durante o inverno, o que leva à maior produção de cloro e bromo a partir dos gases poluentes, e quando a chega a luz da primavera se acelera a perda das moléculas de ozônio. "Hoje nós entendemos bem a física e a química que regem a camada de ozônio", disse Shanklin. "Os níveis mínimos de ozônio tem sido constantes nos últimos 15 anos, 70% abaixo dos níveis do final dos anos setenta." 
Quanto à proibição desde 2000 dos gases destrutivos do CFC - pelo Protocolo de Montreal - e a substituição destes por compostos alternativos em nível industrial, houve bons resultados. A concentração desses gases na atmosfera atingiu o pico em 2001 e, em seguida, começou a diminuir. Mas o seu efeito é duradouro e o buraco na Antártica continua a aparecer em cada primavera. No ano de 2006 foi registrada a maior extensão dele: 28 milhões de quilômetros quadrados. 
A recuperação do buraco de ozônio
Vinte e cinco anos depois do anúncio de que pesquisas apontavam catastróficas previsões sobre o destino do chamado buraco na camada de ozônio, cientistas da Universidade de Cambridge (Reino Unido) afirmam que a espessura da camada de ozônio sobre a Antártica se recuperará até 2080, voltando aos níveis que tinha em 1950.
A descoberta do buraco na camada de ozônio.
Em maio de 1985, Joseph Farman, Brian Gardiner e Jonathan Shanklin do British Antarctic Survey (BAS) informaram na revista Nature a descoberta de uma diminuição da camada de ozônio sobre o continente antártico durante a primavera austral. Para marcar o aniversário da data, a última edição da revista traz um artigo onde Shanklin explica que
a descoberta se deu observando que os valores de ozônio haviam caído 40% entre 1975 e 1984. 
Radiação terrestre: O efeito estufa
Os gases da atmosfera terrestre que contribuem para o efeito estufa são o vapor d’água (H2O), o gás carbônico (CO2), o óxido nitroso (N2O), o metano (CH4) e os compostos de clorofluorcarbono (CFC), comumente conhecido como freons. O vapor d’água é o principal, mas sua concentração é extremamente variável no espaço e no tempo. Depende apenas da temperatura do ar e chega a ocupar até 7% do volume da atmosfera em regiões úmidas como a Amazônia, enquanto em áreas desérticas como o Saara ocupa 1% desse volume. O CO2 é o segundo gás em importância, ocupando 0,040% do volume da atmosfera (400 ppm). Ou seja, sua concentração é de 30 a 200 vezes inferior à do vapor d’água. Entretanto, esse é o gás que vem causando maior polêmica em relação ao efeito estufa, porque sua concentração, embora baixa, está crescendo a uma taxa de 0,4% ao ano. A estimativa é que cerca de sete bilhões de toneladas de gás carbônico (ou 7 GtC, gigatoneladas de carbono) são lançadas a cada ano na atmosfera, sendo 5,5 GtC proveniente da queima de combustíveis fósseis, como o petróleo e o carvão mineral e 1,5 GtC da queima da vegetação natural, principalmente florestas tropicais. O metano, embora presente em concentrações muito pequenas, da ordem de 1,6 ppm, também teve um aumento significativo de 1,0% ao ano. Os demais gases comparecem em concentrações muito menores, porém também estão aumentando.
O efeito estufa – Greenhouse effect
Efeito estufa, fenômeno natural causado pela presença de nuvens e alguns gases na atmosfera, sobretudo o vapor d’água e o dióxido de carbono, que provocam o aquecimento da superfície do planeta.
Ou o efeito estufa é o processo natural pela qual a atmosfera aprisiona parte da energia do Sol que aquece a Terra o suficiente para suportar a vida. 
 Esses gases e nuvens funcionam como uma redoma. Retém na atmosfera a radiação emitida pela superfície terrestre (radiação terrestre), mantendo a temperatura média da Terra em torno de 15oC. Sem eles, essas radiações escapariam para o espaço, e se não houvesse esse efeito estufa natural a temperatura da Terra seria 33o C mais baixa do que ela é atualmente.
O efeito estufa
O efeito estufa: o aprisionamento do calor
Causas do efeito estufa
Causas do efeito estufa
O efeito estufa: The greenhouse effect
O efeito estufa
O efeito estufa – Greenhouse effect
O efeito estufa – Greenhouse effect
O efeito estufa
Estufa - Greenhouse
Estufa – greenhouse
Estufa - Greenhouse
Estufa do Kew Gardens em Londres
Interior do Kew gardens - Londres
Vista interna do Kew gardens
Vista interna do Kew gardens – Vitória Régia
Estufa do Jardim Botânico de Curitiba
Estufa do jardim botânico de Curitiba
Estufa do Jardim Botânico de Curitiba
Estufa no jardim botânico de Curitiba
Mudanças climáticas
As previsões de mudanças, em função do aumento do gás carbônico, são catastróficas. Os resultados de modelos matemáticos de simulação do clima global mostram que, se a concentração de CO2 duplicar, a temperatura média da Terra aumentará entre 1,5 a 4,5o C. Uma das consequências seria a expansão volumétrica da água dos oceanos, que se juntaria ao degelo parcial das geleiras e calotas polares, principalmente da Antártica e Groelândia, fazendo o nível dos mares subir de 0,4 a 1,5 metros. Isso inundaria a maior parte das cidades costeiras do mundo, e obrigaria a relocação de 60% da humanidade que vive nessas regiões, da ordem de 4 bilhões de pessoas.
Existem argumentos contrários a esse possível desastre, e é bem provável que os atuais modelos matemáticos não se preste a tal tipo de previsão, embora sejam atualmente as únicas ferramentas disponíveis para este tipo de estudo. 
O único fato concreto e inquestionável na hipótese da intensificação do efeito estufa é que as concentrações de CO2 passaram de cerca de 280 ppm, na metade do século 19, inicio da Era Industrial Moderna, para os atuais 400 ppm: um aumento de 25% ao longo de 150 anos, para o qual os últimos 50 anos contribuíram de modo decisivo, sendo responsável por 70% da variação.
O balanço energético
A fonte de energia para quase todos os processos físicos discutidos até o momento – expansão do ar, precipitação, geração do potencial ionosférico, movimento atmosférico – é obviamente proveniente do Sol. Essa assertiva é igualmente verdade para muitos fenômenos não incluídos no escopo da física atmosférica: processos biológicos, formação do solo, e oxidação de metais, por exemplo. Em todos esses casos a energia originalmente incidente no “topo” da atmosfera na forma de radiação experimenta uma série de transformações, culminando finalmente nos fenômenos de interesse em tela. A relação entre a energia solar e os fenômenos atmosféricos são muito próximos, de tal forma são de grande importância para o entendimento de como as transformações de energia ocorrem. 
O balanço energético
Mencionamos anteriormente que a Terra, estando sobre uma média constante em relação à média de temperatura, deve perder para o espaço tanta energia na forma de radiação de ondas longas (infravermelha) quando ao mesmo tempo ela recebe do Sol na forma de radiação de ondas curtas (radiação solar). A energia recebida do Sol está caracterizada pelo fluxo de radiação solar incidente sobre uma unidade de área fora da atmosfera, isto é, “topo” da atmosfera; chamado de constante solar S, e é igual a 1,94 cal/cm2. min. = 1.353 W/m2  1,6%. Dessa forma a potência total de energia recebida pela Terra proveniente do Sol é igual a este valor multiplicado por uma sessão do disco da Terra R2 = 1,27 x 1014 m2. Se calcularmos a média dessa energia sobre toda a superfície terrestre, veremos que a energia recebida por unidade de área é: 
 S x R2/4R2 = 0,49 cal/cm2. min. = 338 W/m2
Essa mesma quantidade de energia deve ser perdida para o espaço na forma de radiação de ondas longas (infravermelha).
O balanço energético
Obviamente, a radiação solar não é recebida uniformemente sobre toda a Terra, nem a perda da radiação terrestre é uniformemente distribuída. Por exemplo, o equador recebe anualmente varias vezes mais energia do que nas regiões polares; a perda de energia solar é também grande contudo menos acentuada. Isso significa que há um excedente de energia nas regiões de baixa latitudes (30 – 35o) e um déficit nas altas latitudes (30 – 35o). Esta situação está ilustrada na Figura 14. Como os trópicos não se tornam progressivamente, na média, mais quente nem nas altas latitudes mais frio, um transporte meridional de energia deve ocorrer continuamente, da baixas para as altas latitudes, de forma a compensar este desequilíbrio. Isto será de importância fundamental na conexão com o movimento atmosférico global. 
O albedo = habilidade de uma superfície em refletir a luz
Nos vamos considerar apenas o balanço médio de calor para todo o planeta durante um ano. 
Nem toda a radiação solar incidente sobre a Terra é absorvida pela atmosfera e o solo. Uma grande fração desta radiação é refletida pelo topo das nuvens e pelo solo. Em uma dada superfície, a fração da radiação solar refletida (em dadas condições) é chamada de albedo dessa superfície. Ou fração da energia incidente e refletida para o espaço pelas nuvens, atmosfera e superfície. Ou taxa pelas quais os planetas irradiam energia para o espaço. Numa média planetária, o albedo pode ser estimado para toda a Terra em 0,31 = 31%. 
Valores do albedo
Valores do albedo em várias superfícies
Albedo médio da Terra = 31 %
Neve recente = 80 – 95 %
Gramado = 25 – 30 %
Bosques e florestas = 10 – 20 %
Terra de cultivo = 10 – 25 %
Pedras e ladrilhos = 20 – 40 %
Oceanos, rios lagos (depende da altura do Sol) = 10 – 60%
Pavimentos secos = 17 – 27 %
Asfalto = 5 – 10 %
Telhados claros = 35 – 50% 
Telhados escuros = 8 – 18 %
Lua = 6 – 8 %
93
Tabela mostrando o albedo em diferentes materiais
Valores do albedo
em várias superfícies
Valores do albedo em construções
Balanço energético na atmosfera
Medindo o albedo da Terra
Desenho esquemático do
 balanço energético
O equilíbrio térmico
A ser absorvida pela Terra, a radiação solar converte-se em energia calorífica, aquecendo a superfície da Terra. Essa, por sua vez, emite a mesma quantidade de energia que recebe (43%), encontrando-se por isso, em equilíbrio térmico. 
Fatores do resfriamento
Temperatura efetiva da Terra e dos outros planetas do Sistema Solar 
A temperatura efetiva de um planeta (ou do Sol) é definida como a temperatura que ele deve ter se, comportando-se como um corpo negro, deva irradiar a mesma quantidade de energia por unidade de tempo. Neste caso, a potência total perdida por radiação deve ser igual à área da superfície A do planeta vezes Te4, onde Te = temperatura efetiva, de acordo com Eb = T4. Nos já vimos na seção anterior que, considerando como um todo, e como é vista do espaço, a Terra irradia de várias formas diferentes (Figura 13). Contudo, a temperatura efetiva dá uma indicação da amplitude das temperaturas planetárias.
A temperatura efetiva da Terra pode se calculada facilmente considerando que a energia solar recebida deva ser igual à energia perdida pelo planeta para o espaço. Então podemos escrever que
 
 S(1 – )R2 = Te44R2 
 
Onde S = constante solar,  = albedo planetário e R = raio da Terra. Podemos então tirar o valor de Te, de tal forma que: 
 
 Te = S(1 - )/41/4 
 
A temperatura efetiva de todos os planetas de Sistema Solar é mostrada na Tabela 2: 
 
Tabela 2 – Temperatura efetiva (Te) dos planetas do Sistema Solar calculada através da constante solar S, albedo do planeta , o raio do planeta R e a lei de Stefan Boltzmann.