Emisión térmica de radiación. Perfil de temperatura
Una de las cosas más sorprendentes de Júpiter es que emite aproximadamente 1.7 veces más energía de la que absorbe
del Sol. Esto se debe a una emisión de calor interno procedente del propio planeta. Véase la figura 4 para el balance energético
en la atmósfera. La constante solar, esto es, la irradiancia del Sol a la distancia de Júpiter y suponiendo que no hay pérdidas,
vale S=5.13x104 erg/cm2/s. La radiación solar calienta más el ecuador que los polos, ya que es en
esa zona donde los rayos caen más perpendiculares a la superficie, con lo que al recorrer menor cantidad de atmósfera, son
menos absorbidos.
Figura 4: Balance energético
Sin embargo, se observa mediante medidas espectroscópicas realizadas por las Pioneer y los Voyager, que la emisión
térmica del planeta es prácticamente independiente de la latitud, con ligeras oscilaciones en regiones de tamaño comparable al
de la estructura en bandas (véase más adelante), es decir, de 10º. Es decir, que apenas hay diferencias de temperatura entre
cualquier par de puntos del planeta. Esto contrasta con la radiación solar absorbida, que es mayor en el ecuador que en los
polos, y por tanto presenta una gran dependencia con la latitud.
El calor interno se explica como la energía residual procedente de las etapas de formación del planeta, caracterizadas por
procesos de autocompresión gravitatoria: la energía potencial se transforma en calor, lo cual contribuye a mantenerlo caliente.
Esto induce a pensar que existe un transporte de calor desde las zonas ecuatoriales a las polares, aunque no se sabe cómo
ocurre esto. Algunos modelos, como el de Stone (1972), afirman que se produce en la capa visible de nubes, donde es
importante la absorción solar. Esto se produciría mediante remolinos baroclínicos cuasigeostróficos, los cuales tomarían
su energía de la energía potencial asociada al gradiente meridional de temperatura. Sin embargo, cálculos posteriores
mostraron que estos remolinos no alterarían los contrastes de temperatura ecuador-polo.
Otros modelos usan remolinos simétricos que transportan calor en la dirección meridional, gracias al “shear” o gradiente
meridional del viento zonal. Para que estas inestabilidades sean efectivas, el número de Richardson debe estar entre 0.25<=Ri<=1.
Además, según estudios de Flasar y Gierasch (1985), se encuentra que cuando el Ri es mucho mayor que la unidad,
algunos modos resonantes de ondas de gravedad deberían encontrarse, lo cual está en contradicción con el hecho de que
las ondas de escala media tienen la misma longitud de onda zonal, según indican las observaciones. Para que dichas ondas
de gravedad se pudieran propagar, se impone el límite inferior Ri >0.25. Los efectos de esta inestabilidad “simétrica” están
todavía sin profundizar.
Otra posibilidad es que la conversión de orto- y parahidrógeno desprenda el suficiente calor latente para poner en
movimiento circulaciones meridionales que transporten el calor a los polos.
Por último, según Ingersoll y Porco (1978), el transporte se produce en el interior del planeta, que parece ser adiabático.
Para explicar la emisión térmica constante con la latitud, argumentan que el flujo convectivo de calor interno debe aumentar
con la latitud, para compensar el flujo absorbido del Sol. Estos procesos parecen ser tan efectivos, que aunque la radiación
solar tiende a provocar grandes gradientes meridionales de temperatura, consiguen contrarrestarlos.
Figura 5:
Aunque la temperatura de equilibrio para el caso de Júpiter es aproximadamente 105 K, en realidad,
se trata de un promedio. Además, la atmósfera presenta un perfil de temperaturas que depende de la altura, o lo que es lo mismo,
de la presión. Estas medidas se hacen a partir de observaciones de ocultaciones de estrellas en el infrarrojo lejano y en radio,
aunque esto sólo permite explorar los niveles por encima de los 500 mbar y de los 1000 mbar, respectivamente. Los
gradientes de temperatura se aproximan mucho al adiabático seco Gd, por encima de
p>=500 mbar.
Otros niveles más profundos (entre los 600 y los 7000 mbar) han sido estudiados desde Tierra, mediante el espectro de
microondas de Júpiter, ya que en este rango de longitudes de onda destacan las líneas de absorción del amoniaco.
Conociendo la composición química del planeta, suponiendo abundancias del tipo solar, se han realizado modelos físico-químicos,
que predicen la existencia de varias capas de nubes en diferentes alturas:
 Entre los niveles de 400-700 mbar, aparecen nubes de hielo de amoniaco (NH3)
de color rojo, y algo más abajo, de hidrosulfuro de amonio (NH4SH), con colores verdosos.
En el nivel de ~4-7 bar, se cree que se forman nubes de agua (H2O), de
color azulado. Es dudosa su existencia, si tenemos en cuenta los modelos de Björaker y Larson (1985), que afirman que a ese
nivel, la abundancia de agua es 50 veces menor que la que tendría según la composición solar.
También se predice la existencia de procesos de condensación de compuestos de
silicio y magnesio, como el silano (SiH4) y el hidruro de magnesio (MgH2), en niveles mucho más
profundos: T~2000 K y p~5-10 kbar.
Figura 6: Colores de las nubes de Júpiter
En cualquier caso, la única capa de nubes de la que se tiene total seguridad de su existencia es de la primera, la de amoniaco.
Las otras quedarían por debajo de ésta y por tanto no se ven.
Un problema aún por resolver es qué le da el color rojo a las nubes de amoniaco, ya que los modelos químicos indican que
deberían ser de color blanco.
Admitiendo el gradiente adiabático de temperatura, si las masas de aire se elevan, se enfriarán y condensarán, con lo que
liberarán calor latente. Este proceso sirve para favorecer procesos de flotabilidad y estabilidad estática. Se piensa que el
gradiente de temperatura es incluso más estable que el de aire seco, pero no tan estable como el del aire húmedo. De hecho,
para el caso del amoniaco y el hidrosulfuro de amonio, suponiendo abundancia solar, la desviación del gradiente
adiabático húmedo Gs con respecto al seco Gd
que vale -2.2 K/km es sólo de 0.1 K/km. Esto implica contrastes horizontales de densidad y temperatura muy pequeños
(DT~0.1 K). Sin embargo, procesos convectivos que hicieran que el agua se condensara
forzarían unos contrastes diez veces mayores.
Por encima del nivel de 7 bar, donde la temperatura asciende a 300 K, pueden aparecer desequilibrios entre los estados orto-
y para- del hidrógeno, según Massie y Hunten (1982). El tiempo para alcanzar el equilibrio entre ellos es tal, que el efecto neto
es una conversión retrasada entre estos estados, que se asemeja a la liberación de calor latente.
Para explicar el perfil de temperatura, se piensa que el calor es transportado hacia niveles altos por movimientos convectivos,
hasta que la atmósfera deja de ser opaca a la radiación (p~100-300 mbar). A partir de ahí, se emite radiación infrarroja al
espacio; en este nivel la temperatura presenta un mínimo.
El interior del planeta debe ser caliente, debido a los gradientes adiabáticos de temperatura: a medida que las masas de
aire ascienden se enfrían, ya que para elevarse y vencer las fuerzas gravitatorias, deben emplear su propia energía interna. Esto
provoca movimientos convectivos.
Por encima de los 100 mbar (tropopausa), la temperatura crece debido a la absorción de la luz solar. Se piensa que
esto se consigue gracias a la presencia de una capa neblinosa en la estratosfera, que se crea fotoquímicamente.
Al llegar al nivel donde p<0.001 mbar (termosfera), se pueden producir grandes variaciones bruscas de la temperatura
aunque haya pequeñas perturbaciones en esa capa, como la del viento solar o las lluvias de partículas de azufre eyectadas
por los volcanes de la luna Io y que caen en Júpiter, siguiendo las trayectorias del potente campo magnético. La temperatura
en esta zona puede llegar a superar los 1000 K.
La figura 7 representa el perfil de temperatura en función de la presión, e indica dónde se forman cada tipo de nubes.
Figura 7: Estructura de la atmósfera de Júpiter
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