radiación - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

radiación - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

Balance de energía al tope de
la Atmósfera
Radiación de onda corta
que llega)
(radiaciòn solar
Radiación de onda larga (OLR)
terrestre que sale)
(radiación
• La OLR esta controlada por la
temperatura de la superficie de emisión.
Por lo tanto los Polos y los topes nubosos
fríos son los que menos emiten. Los
mayores valores ocurren en superficies
calidas, con una atmósfera seca y sin
nubes.
• Mayor en los desiertos y océanos
tropicales ( regiones con poca nubosidad)
• Menor en las regiones polares y en
regiones con alta persistencia de
nubosidad.
Flujo neto de radiación (al tope)
• La radiación neta es negativa cerca de los polos
y positiva en los trópicos.
• El valor positivo mas alto es de 120 W/m2 y
ocurre en los océanos subtropicales del
Hemisferio que se encuentra en verano. (Mas
insolación y menos albedo).
• Pérdidas de energía mas grandes se dan en la
noche polar (gran emisión de OLR).
• Desiertos, si bien se encuentran en zonas
subtropicales, presentan mínimos de energía en
el promedio anual. Dos efectos: gran albedo +
gran pérdida de OLR debido a atmósfera seca.
• El gradiente latitudinal de la radiación neta debe
ser balanceado por un flujo de energía hacia los
polos.
Radiación Neta al Tope de la Atmósfera
El transporte en la
horizontal
Lo realizan la atmósfera
y los océanos.
• Poner grafico 2.14
hartmann
Si integramos,obtenemos
el transporte de flujo
hacia los polos.
RTOA=radiación neta al tope
ΔFao = Divergencia del flujo horizontal
en la atm. y océanos
Flujo de energía
Fφ =
φ
2π
∫ ∫
−π /2 0
RTOA .a 2 . cos φ .dϕ .dφ
• El flujo de energía en
la atmósfera se
puede estimar por
mediciones (satélites,
globos, etc).
• A los 30º lat. La
atmósfera y los
océanos tienen igual
contribución al
transporte hacia los
polos.
• Si no existiera este
transporte, los
trópicos serian muy
El promedio global anual de la radiación neta esta
cálidos y los polos
Muy cercano a 0. De existir un desbalance la Tierra se muy fríos.
calentaría o enfriaría.
•
Interacción de la atmósfera con la
radiación
Tres cosas pueden pasar cuando una radiación con
una longitud de onda,λ , choca con un objeto o
sustancia.
1. Parte o toda la radiación puede ser reflejada:
Fracción reflejada: reflectividad
αλ
No interactúa con el objeto, es rechazado.
2.
Parte o toda la radiación puede ser absorbida.
Fracción absorbida: absortividad, aλ
Aumenta la T del objeto. Energía radiativa se convierte
en calor.
3. Parte o toda la radiación puede ser transmitida.
Fracción transmitida: transmisividad: tλ
No interactúa con el objeto, simplemente pasa a través de
él
Reflección
(Albedo)
• En superficie la radiación solar que llega
es Radiación solar directa + radiación
difusa
Radiación Difusa
•
Las moléculas de aire tienden a reflejar Longitudes de onda corta
(Rayleigh). Principalmente el azul. Radiación difusa es azul (cielo).
•
Las partículas (gotas, aerosoles, etc) tienden a reflejar todas las λ de la
misma forma. (principalmente foward scattering- Mie). Mezcla de todas las
λ: Luz blanca. Nubes, niebla, etc son blancas o grises.
• En regla general, cuanto más pequeña es la partícula
con respecto a la longitud de onda menos efecto tiene.
• Este resultado, dispersión de Rayleigh, se puede
expresar como
S ~ (2πr / λ)4
donde S es la dispersión, r es el radio de la partícula y λ
la longitud de la onda.
• Las moléculas que componen la atmósfera son
diminutas respecto a la longitud de onda del rojo, pero
no con respecto al azul.
• Por lo tanto, estas moléculas dispersan el azul pero
tienen un efecto despreciable sobre el rojo; por eso es el
cielo azul y el Sol se ve amarillento.
• Transmisión
•
•
•
Al tope de la
atmósfera la luz
blanca comienza a
reflejada
principalmente en la
región del azul
Al avanzar la
radiación a través de
la atmósfera, la
mayoría de la región
azul es reflejada lejos
del rayo directo
(radiación difusa,
multiple sacttering)
En la superficie llega
mayoritariamente el
rojo en el rayo
directo. Entonces el
sol aparece rojo en el
amanecer y
atardecer.
Absorción
Ley de Kirchoff: Si una sustancia es un emisor eficiente en cierta rango de λ, es
también un absorbedor eficiente en el mismo rango de λ: ελ = αλ
• Un foton al alcanzar una molécula de aire o una partícula,
puede cambiar de fase o dirección (scattering) o puede
ser absorbido.
• Si es absorbido, su energía es transferida a la sustancia
que lo absorbió. Esta energía puede aparecer como un
aumento de la E interna o como calor. La energía puede
ser almacenada en las formas: vibracional, rotacional,
electrónica o translacional.
Etotal = E trans + E rot + E vibr + E elec
• Las transiciones de niveles de energía permitidos de las
moléculas, hace que la atmósfera determine las
frecuencias de radiación en las que será un eficiente
emisor y absorbedor. Si ninguna transición corresponde a
la energía del fotón, entonces pasará a través de la
atmósfera sin ser absorbido.
• Absorción selectiva
de los gases
atmosféricos a
ciertas bandas
espectrales.
• Radiación solar:
O3 y O2 : absorben
UV. Rango visible
prácticamente
ninguno absorbe.
• Radiación terrestre:
H2O,CO2,N2o, O3, O2
: absorben IR.
Ventanas Atmosféricas
• Ventana atmosférica: rango espectral
donde la atmósfera es casi transparente.
• Hay dos ventanas atmosféricas:
• Ventana del rango visible ( 0.4-0.7µm):
Permite que la radiación solar llegue a la
superficie.
• Ventana de onda larga ( 8-12 µm).
Permite que parte de la radicación
terrestre pase hacia el espacio.
¿Que pasa si se cierran las ventanas?
• Ventana del visible:
Causas: Aumento de la cobertura nubosa y/o reflección de
aerosoles
AUMENTO DEL ALBEDO GLOBAL.
Consecuencias: Reducción de la cantidad de energía que llega al
sistema Tierra-Atm
EFECTO DE ENFRIAMIENTO
• Ventana OL:
Causas :Aumento H2O,CO2 u otros gases de efecto invernadero
AUMENTO DE ABOSRCIÓN DE IR EN LA
ATMOSFERA
EFECTO DE CALENTAMIENTO
INVERNADERO AUMENTADO
EFECTO
Balance en Superficie
• Ya vimos que la superficie terrestre emite
energía en forma de IR, la cuál es luego
absorbida por ciertos gases atmosféricos
y por las nubes y luego es devuelta a
superficie.
• Balance de flujo en superficie: flujos de
energía por unidad de área que pasan
verticalmente desde y hacia la superficie.
TRANSFERENCIA DE CALOR
RADIACIÓN:
NO hay intercambio de masa.
NO requiere de un medio.
CONDUCCIÓN:
NO hay intercambio de masa.
SI requiere un medio
CONVECCIÓN:
SI hay intercambio de masa.
ADVECCIÓN:Transporte de una propiedad calor
Por un fluido
Componentes No-Radiativas
Calor Sensible (Conducción)
Positivo es hacia la atmósfera!!
•
La superficie pierde
calor por conducción,
o sea transferencia de
calor entre las capas
bajas de la atmósfera
y la superficie.
LLAMADO CALOR
SENSIBLE
•
La transferencia mas
importante es durante
el invierno cuando
masas continentales
frías pasan sobre un
océano más cálido
(costa E de
Norteamérica)
Componentes No-Radiativas
Calor Latente (Evaporación)
•
•
•
•
Positivo es hacia la atmósfera!!
La superficie también
pierde calor cuando las
nubes transportan calor de
la superficie a la atmósfera
libre.
Los vientos evaporan agua
de los océanos y los
mismos se enfrían. El calor
reaparece cuando se
forman las nubes (vapor de
agua se condensa y libera
calor latente).
Existe transferencia de
calor de los océanos a la
atmósfera.
Promedio anual de agua
evaporada: 1 metro.
Pérdida de energía en
superficie: 83 W/m2 ( mitad
de lo que recibe del Sol!!)
∂ Es
= G = Rs − LE − SH − ∆ Feo
∂t
G = almacenamiento de energía los suelos y aguas de superficie
Rs= Flujo radiativo neto de energía hacia la superficie.
LE= Flujo de calor latente desde superficie hacia la atmósfera
SH= Flujo de calor sensible desde la superficie hacia la atmósfera
Δfeo= flujo horizontal fuera de la columna de tierra-océano por debajo de la superficie
Bajo condiciones estables
(promedios anuales por ej)
en las cuales G es pequeño:
Rs=LE+SH+ΔFeo
Procesos que no se tuvieron en cuenta pero son
importantes a escala local o en períodos cortos
• Calor latente de fusión requerido para derretir los hielos
y nieves durante primavera
• Conversión de Ec de los vientos y las ondas en energía
térmica (muy pequeño)
• Transferencia de calor por precipitación, cuando la
precipitación esta a diferente T que la superficie. (lluvias
de verano)
• Energía solar almacenada en enlaces químicos
formados durante la fotosíntesis. (1% global y aprox 5%
local)
• Calor liberado por oxidación de sustancias biológicas
(incendios forestales)
• Energía geotérmica liberada en por aguas termales,
terremotos y volcanes
Almacenamiento de calor en superficie (G)
Positivo: energía sale de superficie
Negativo: energía entra a sup
•
Importante para el ciclo
estacional de T en los
océanos y para ciclo
diurno sobre tierra y
océanos.
•
Es = Ceo Teo
Es: energía en superficie
Ceo: capacidad calorífica
efectiva del sistema
tierra-océano.
Teo: T efectiva de
almacenamiento de
energía.
• Capacidad calorífica de la atmósfera:
Ca= 1.02*107 J K-1 m-2
• Capacidad calorífica de los océanos:
Co= dw* 4.2*106 J K-1 m-1
dw= profundidad.
• Aproximadamente los primeros 70 m del océano
interactúan con la atmósfera en una escala
temporal de 1 año. A escala estacional la
capacidad calorífica de los océanos es aprox. 30
veces la de la atmósfera.
Atmósfera – Capa límite
Atmósfera – Capa límite
B a la n c e de e n e rg ía e n s u pe rfic ie g lo b a l
∂E
= R − LH − SH − ∆ FH
∂t
F lu jo n e t o