Balance de energía al tope de la Atmósfera
Radiación de onda corta (radiaciòn solar que llega)
Radiación de onda larga (OLR) (radiación terrestre que sale)
• 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
• Poner grafico 2.14 hartmann
Flujo de energía ∫ ∫−
=φ
π
π
φ φϕφ2/
2
0
2 ..cos.. ddaRF TOA
RTOA=radiación neta al topeΔFao = Divergencia del flujo horizontal en la atm. y océanos
El transporte en la horizontalLo realizan la atmósfera y los océanos.
Si integramos,obtenemos el transporte de flujo hacia los polos.
• 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 cálidos y los polos muy fríos.
El promedio global anual de la radiación neta estaMuy cercano a 0. De existir un desbalance la Tierra se 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
• En superficie la radiación solar que llega es Radiación solar directa + radiación difusa
(Albedo)
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
• 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.
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
• 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 EFECTO INVERNADERO AUMENTADO
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 CALORRADIACIÓN: 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 calorPor un fluido
Componentes No-Radiativas Calor Sensible (Conducción)
• 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)
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!!)
Componentes No-Radiativas Calor Latente (Evaporación)
Positivo es hacia la atmósfera!!
FeoSHLERsGtEs ∆−−−==∂
∂
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 atmósferaSH= 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)
• 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.
Positivo: energía sale de superficieNegativo: energía entra a sup
• 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 nc e de e ne rg ía e n s upe rfic ie g lo b a l
F lujo ne toHFSHLHRtE ∆−−−=
∂∂