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 ∆−−−=

∂∂