BALANCE DE RADIACIN

BALANCE DE RADIACIN RADIACIN NETA

Radiacin, Balance energtico terrestre. TemperaturaUn sistema abierto, como la atmsfera, se caracteriza por una serie de transferencias de materia y energa. La principal fuente de la energa que recibe la atmsfera es el sol. De ella dependen todos los procesos fsicos que permiten la vida en el planeta as como todas las variables climticas. De acuerdo al principio de la conservacin de la energa, podemos encontrar en la atmsfera energa cintica, potencial, qumica, o calorfica pero toda procede en ltima instancia de la energa solar y una parte pequea del movimiento de rotacin de la tierra. El calor puede definirse como la energa que transmite un cuerpo hacia el entorno o hacia otro cuerpo adosado a el, en virtud de una diferencia de temperatura, sin variacin de otros parmetros del sistema; si la energa es transmitida con variacin de otros parmetros del sistema se denomina trabajo.El calor debe, por tanto, medirse en unidades de energa. En el S.I. es el Julio, aunque tambin es muy usual utilizar la caloria. J=Nm 1 cal=4.19 J El calor que recibe un cuerpo puede utilizarse en aumentar su energa interna o en realizar un trabajo. Temperatura no es lo mismo que calor. La temperatura de un cuerpo indica un cierto nivel energtico (cuanto ms caliente mayor es su temperatura). La temperatura suele medirse en grados centgrados o grados Kelvin, y la relacin que existe entre ellos es K=C+273. Sin embargo, no todos los cuerpos elevan su temperatura en la misma medida al aplicarles la misma cantidad de calor. Se define el calor especfico de una sustancia como la cantidad de calor, en calorias, que hay que suministrarle para que su temperatura se eleve un grado. Por tanto las sustancias con un calor especfico elevado varan muy poco su temperatura si se les aplica o se les quita calor. Una de las sustancias con mayor calor especfico es el agua. En definitiva la temperatura de un lugar cualquiera dentro del sistema climtico (tierra, oceano, atmsfera,..) viene determinada por la cantidad de calor almacenado que depende del balance entre entradas y salidas de calor (las transferencias de energa que se producen) y del tipo de sustancia de que se trate. La transferencia de calor es un fenmeno unidireccional orientado desde los cuerpos con temperatura ms alta hacia los que tienen temperatura ms baja tendiendo a la anulacin de esta diferencia. Este proceso de propagacin puede tener lugar de tres maneras: 1. Conduccin, se produce cuando el cuerpo caliente y el frio estn en contacto. El calor se transmite a travs de la materia pero sin desplazamiento de esta. Esta forma de transferencia de calor es tpica de los slidos. 2. Conveccin, es tpico de los fluidos (lquidos o gases) est asociado a un desplazamiento macroscpico de la masa del fluido. Incluye dos formas de transporte:- Calor sensible (transportado por las moleculas de aire) y -Calor latente (transportado por las molculas de vapor de agua). 3. Radiacin, consiste en la transmisin de calor entre dos cuerpos a distinta temperatura cuando no estn separados por ningn medio material (en el vacio). Se debe a la emisin de radiacin electromagntica que esperimentan todos los cuerpos y que contribuye a la disminucin de temperatura de los mismos.

1 RadiacinLa energa emitida como radiacin se transmite en forma de ondas electromagnticas que pueden tener diferentes longitudes de onda. El conjunto de todas las longitudes de onda se denomina espectro electromagntico. El conjunto de las longitudes de onda emitidas por un cuerpo se denomina espectro de emisin y en el caso del sol, espectro solar. Es necesario tener clara la diferencia entre energa y transferencia de energa. Podemos equiparar la cantidad de energa a cantidad de materia. Para estudiar las transferencias de energa, es necesario tener en cuenta que se propaga a traves de una superficie y durante un perodo de tiempo. As, se define el poder emisivo de un cuerpo como la energa total emitida por segundo y por unidad de superficie.El poder emisivo de un cuerpo se calcula mediante la ley de Stefan como: E(T) = T4 J sm2 (1) = 5.67X108J/sm2K4 . (2)

Cuerpo negro es el que irradia energa a la mxima tasa posible para una temperatura dada, es decir = 1. La longitud de onda en la que un cuerpo tiene su mximo de emisin viene dada por la ley de Wien:

La longitud de onda en la que un cuerpo tiene su mximo de emisin viene dada por la ley de Wien:

max = 2897 / T (3)Cuando la radiacin alcanza un cuerpo, pueden producirse 3 fenmenos: 1. Reflexin 2. Absorcin 3. Transmisin La fraccin de energa que se refleja se denomina reflectancia o albedo (), la fraccin de energa que se absorbe se denomina absortancia () y la transmitida transmitancia ( ). Los valores de y varan en funcin del tipo de material de que se trate y en funcin de la longitud de onda.2 Radiacin solar El Sol es la fuente primordial de la energa que recibe la atmsfera. El Sol se comporta como un cuerpo negro, es decir absorbe e irradia energa a la mxima tasa posible para una temperatura dada. Considerando una temperatura solar de 6.000K se obtienen 73.5 X 106 J/sm2 . A partir de una serie de clculos se puede demostrar que la cantidad de energa que llega a la capa superior de la atmsfera es de aproximadamente 1397 J/sm2 a esta cantidad se le denomina constante solar. La energa emitida por radiacin se reparte en diferentes longitudes de onda, as la radiacin solar se reparte en un 9% de radiacin ultravioleta, un 45% de luz visible y un 46% de radiacin infrarroja. El mximo est entre 0.2 m y 4 m con un mximo en 0.5 m 3 Balance energtico terrestre La cantidad media de energa que recibe la Tierra resulta de dividir la constante solar entre 4 (340 J/m2 s). Esta energa pasa por una serie de procesos y transformaciones en el interior del sistema climtico que suelen representarse mediante un modelo de balance enrgtico. Para ello se considera que la cantidad de energa que llega a la Tierra (340 J/m2 s) equivale a 100 unidades. Parte de la radiacin solar que llega a la tierra es reflejada, el porcentaje reflejado se denomina albedo. Podemos hablar por un lado del albedo planetario (todo el sistema tierra atmsfera) y el balance energtico planetario y por otro del albedo local y de balance energtico local. El albedo planetario medio es de 30%.Por otro lado, la radiacin que llega a la tierra, transmitida por la atmsfera, lo hace de dos modos, como radiacin directa y como radiacin difusa. La difusin de la radiacin es la redistribucin de energa en la atmsfera debido a que las molculas que hay en la misma la transmiten dispersandola, debido a este proceso el cielo aparece iluminado. El conjunto tierra atmsfera debe emitir energa para compensar la energa entrante. El total de energa saliente debe ser igual al de la energa que ha entrado (340 J/m2 s) para mantener el equilibrio energtico. Si se suma la radiacin solar reflejada y las emisiones hacia el espacio de la superficie y la atmsfera, el resultado es 100. Sin embargo, para que la tierra emitiera 340 J/m2 s bastara con una temperatura de unos 15oC. La razn de que la temperatura media planetaria sea mayor est en el llamado efecto invernadero. Algunos de los gases que componen la atmsfera (vapor de agua, dixido de carbono y ozono) son capaces de absorber radiacin de onda larga, esto supone un incremento en el contenido de energa de la atmsfera que debe ser compensado incrementando la emisin de energa, para lo cual debe aumentar la temperatura atmosfricaLa superficie terrestre recibe Q + q = 45 unidades de radiacin y pierde I1 I2 = 16 unidades tambin por radiacin. Las restantes 29 unidades seran suficientes para incrementar la temperatura del suelo unos 250oC diarios si no fuera por la tranmisin de esta energa hacia la atmsfera mediante procesos de conduccin y conveccin. El ms importante de estos procesos es la evapotranspiracin-condensacin que transfiere a la atmsfera 23 unidades de energa en forma de calor latente (LE). El resto se transmite a la atmsfera como calor sensible (H). Tambin es necesario tener en cuenta el calor que se comunica o que transmite el suelo (G). Se denomina constante de Bowen a = H/ LE que resulta un buen indicador de la aridez de un clima.Las siguientes ecuaciones representan el balance energtico de un lugar. (Q + q)(1 ) + I1 + I2 + H + LE + G = 0 (4) Rn = Q + q + I1 + I2 (5) Este balance vara a lo largo del da y depende de las caractersticas concretas de la superficie terrestre. Aplicando la ley de Wien aplicada de nuevo a la temperatura terrestre, la mxima emisin energtica se produce entre 4 y 100 con un mximo en 10 mLas zonas templadas son zonas de transicin. La duracin de da y noche vara a lo largo del ao pero no de forma tan extrema como en las zonas polares. Las variaciones en la cantidad de energa que llega son ms importantes que en las otras dos zonas. Adems de estos factores astronmicos, existe un factor meteorolgico fundamental para entender la distribucin de la radiacin en el planeta. La presencia de un cinturn de bajas presiones en el Ecuador supone una elevada nubosidad durante todo el ao y por tanto la atmsfera tiene una mayor capacidad de absorcin. Por otro lado, aparecen sendos cinturones de altas presiones centrados en los trpicos (23.5 grados) que suponen una atmsfera limpia con baja absorbancia. El resultado de estos factores es que entre 40S y 35N el balance anual es positivo, en el resto es negativo. Esta distribucin hace necesaria una transferencia de calor entre el Ecuador y los polos, de no ser as las regiones tropicales y ecuatoriales seran cada vez ms clidas y las latitudes altas ms fras. El principal agente de este flujo energtico es el desplazamiento de las masas de aire, relacionados con movimientos convectivos en la zona intertropical y las perturbaciones atmosfricas de latitudes medias. 4 Distribucion espacial de la radiacion solarSe define altura del sol como el ngulo formado por los rayos solares y una superficie terrestre. Este ngulo depende de la poca del ao, hora del da y latitud. El balance anterior es vlido en trmino medio, sin embargo existen importantes diferencias temporales (diarias y estacionales) y latitudinales que constituyen el principal factor astronmico de los climas terrestres. Estas se deben a que la altura del sol influye sobre la cantidad de radiacin que llega a la superficie, cuanto ms bajo sea el sol, mayor es la superficie sobre la que se reparte la energa y mayor es el espesor de atmsfera que deben atravesar los rayos solares con lo que el total de energa absorbido ser mayor. El eje de rotacin de la Tierra no es perpendicular al plano de la eclptica, sino que tiene una inclinacion de 23.5 grados, y adems siempre apunta hacia el mismo sitio. Como resultado el movimiento de traslacin supone que durante la mitad del ao uno de los hemisferios est ms iluminado por el sol y durante la otra mitad lo est el otro. El solsticio de verano (21 Junio) marca el momento en el que la diferencia es mayor en favor del hemisferio Norte y el solsticio de invierno el momento en que la diferencia es mayor en favor del hemisferio SurComo resultado podemos distinguir 5 zonas en la Tierra: Dos zonas polares por encima de 66.5 grados de latitud. Dos zonas templadas entre 23.5 y 66.5 grados de latitd). Una zona ecuatorial entre 23.5 grados Norte y Sur. En las zonas polares, durante el verano correspondiente, los das son muy largos y uno o varios das duran 24 horas. Durante el invierno los das son muy cortos y una o varias noches duran 24 horas. Las variaciones en la energa recibida son tambien importantes, sin embargo en verano, a pesar de la duracin de los dias, la escasa altura del sol implica que la energa recibida sea escasa. En la zona ecuatorial la duracin del dia y de la noche es prcticamente constante por lo que los valores de radiacin solar incidente son tambin constantes y elevados. Dos das al ao el sol se sita en la vertical5 Clculo de la radiacin incidente en un puntoLa cantidad de energa solar que llega a la superficie terrestre, se puede estimar mediante los dos mtodos siguientes: Rs = CSp1/sen(h) sen() (6) o como: Rs = CSsen(h)(a + b n/ N) (7) donde p es un coeficiente de transparencia que vara de 0.3 a 0.9 y h la altura del sol, es el ngulo que forma el plano de la superficie terrestre respecto a los rayos solares, depende de la altura del sol, la pendiente y la orientacin, a y b son constantes que varan segn diferentes autores (0.18 a 0.2 y 0.48 b 0.62), N es la duracin del da en horas y n las horas de sol despejado. En los estudios de climatologa aplicada, dos son las variables relacionada con la radiacin que suelen utilizarse: -Duracin de la insolacin (horas de sol) -Radiacin solar (cal/cm2/da) 6 TemperaturaLa temperatura es la consecuencia ms directa de la radiacin solar. Es, junto con la precipitacin, el elemento ms utilizado para describir el clima. La temperatura del aire est sujeta a factores de muy diverso tipo que deben tenerse en cuenta a la hora de escoger la ubicacin de un termmetro. La temperatura media global de la atmsfera se considera 15C con grandes desigualdades espaciales y un fuerte gradiente desde el Ecuador hasta los polos debido fundamentalmente a las variaciones latitudinales en el balance de radiacin. El calor, procedente de la radiacin, que se acumula en el suelo se cede a la atmsfera por cuatro vias: -conduccin, -conveccin, radiacin infrarroja y evaporacin. El exceso de calor presente en latitudes bajas es transportado hacia latitudes altas por los mecanismos de la Circulacin General Atmosfrica. Las observaciones de temperatura se hacen regularmente en superficie (1.5 m), en altura con globo sonda, en el interior del suelo o en la superficie marina6.1 Variacin temporal de la temperaturaPuesto que la temperatura depende mucho de la radiacin, sus variaciones sern muy similares a las de esta. El rgimen trmico diario es similar en todo el mundo y se 6caracteriza por un mximo situado poco despues de mediodia y un mnimo situado poco despus de la salida del sol. Este esquema bsico puede ser modificado por la nubosidad o por invasiones de aire frio o clido. El rgimen trmico anual o estacional se caracteriza por un mximo en el solsticio de verano y un mnimo en el solsticio de invierno. En los observatorios martimos el mximo tiende a desplazarse hacia el final del verano6.2 Variacin espacial de la temperaturaEn los mapas se puede ver la distribucin de temperaturas al nivel del mar en Enero y Julio. Las irregularidades se deben a la influencia de factores geogrficos como la continentalidad, la accin de tierras y mares y las corrientes marinas. En principio, las isotermas medias anuales disminuyen del Ecuador a los Polos siguiendo con cierta aproximacin los paralelos. En el hemisferio Norte, la distribucin de tierras y mares produce amplias inflexiones de manera que los oceanos y las costas occidentales de los continentes en latitudes medias y altas son ms templados que el interior continental y las costas orientales, debido a los vientos y las corrientes marinas clidas. En latitudes bajas la situacin es inversa, los alisios y las corrientes son diferentes. En cuanto a las temperaturas medias de los meses de Enero, las temperaturas marcan un fuerte gradiente en el hemisferio Norte, presentan una inflexin al Sur en los continentes y al Norte en los oceanos, en verano ocurre lo contrario. Aparte de las variaciones debidas a la latitud, se establece una disimetra trmica segn la cual las pendientes ms clidas son aquellas que reciben la mxima cantidad de insolacin. Las diferencias observadas entre una vertiente orientada al Sur y otra al Norte puede ser del 25% a lo largo del ao. Aparece tambin un gradiente altitudinal que puede ser variable en funcin de las condiciones del relieve 6.3 Estudio de la temperatura Los valores que suelen estudiarse son: 1. Diarios: Mximos y mnimos Temperatura a 7 h, 13 h, 18 h y 23 h. en las estaciones de primer orden Media diaria Rgimen trmico diario, evolucin de la temperatura a lo largo del da Amplitud trmica (diferencia entre mximo y mnimo) 2. Mensuales Mxima y mnima absolutas Mxima y mnima medias Media mensual Nmero de das con T superior o inferior a detrerminado umbral Amplitud trmica (diferencia entre mximo y mnimo) 3. Anuales Mxima y mnima absolutas Mximas y mnimas medias Media anual Rgimen trmico anual o estacional, evolucin a lo largo del ao Amplitud trmica (diferencia entre mximo y mnimo) Influencia del relieve sobre la temperatura Disimetra trmica, las pendientes ms clidas son las que reciben la mayor cantidad de insolacin Gradientes altitudinales, el descenso de la temperatura con la altura es variable segn las formas de relieve y la situacin atmosfrica dominante. El valor medio es de 6.5C/Km, sin embargo los valores reales son muy diferentes a los medios. Temperatura reducida al nivel del mar. Para hacer comparables las temperaturas en distintas estaciones es necesario reducir los valores obtenidos a un punto de referencia que es el nivel del mar. Para ello se utiliza una ecuacinMapas y diagramas termomtricos Diagramas de evolucin Histogramas de frecuencia Termoisopletas Mapas de isotermas