Radiación solar y radiación terrestre Efecto invernadero

Transcripción

1 Radiación solar y radiación terrestre Efecto invernadero Máster en Cambio Global UIMP-CSIC Climent Ramis UIB

2 La energía que llega a la Tierra procede prácticamente del Sol. Radiación electromagnética. Reflexión en la Luna. Otras estrellas.

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4 La Radiación Electromagnética (REM) Las formas de propagación de la energía son: Conducción: És la transmisión por contacto, se trata de un proceso a nivel molecular. Convección: Implica movimiento de massa, es típica en los fluidos. Radiación: La REM transporta energía a traves del vacío a una velocitat de 3 *10 8 m/s (velocidad de la luz). Todos los cuerpos a una temperatura superior a 0 K emiten REM Les ondas electromagnéticas estan formadas por un campo eléctrico y uno magnético perpendiculares entre sí y perpendiculares ambos a la dirección de propagación

5 Características de las ondas electromagnéticas. Longitud de onda (λ): distancia entre dos máximos consecutivos (en radiación la unidad básica es el micrómetro, 1µm=10-6 m) Frecuencia: (f): número de máximos que pasan por un punto fijo en un intervalo de tiempo determinado (se mide en Hertz = s -1 ). Período (T): Tiempo que tarda en pasar por un punto fijo una oscilación completa. (se mide en segundos) Relaciones: f=1/t c= λ /T c=λf

6 La energía se emite en forma de unidades básicas llamadas fotones, de tal forma que la energía de un fotón está relacionada con su frecuencia de la forma: E= hf = hc/λ h es la constant de Planck h=6.6256*10-27 erg* s= *10-34 J*s Por lo tanto la energía es proporcional a la frecuencia e inversamente proporcional a la longitud d ona. E f E 1 λ

7 El espectro electromagnético

8 Regions de l espectre electromagnètic Raigs gamma <0.03 nanómetres Raigs X nanómetres ultraviolada 3 nanómetres micròmetres visible Coincideix amb les longituds d ona on la radiació solar és màxima µm Infraroig pròxim Capaç de discriminar masses vegetals i concentracions de humitat µm Infraroig mig Infraroig tèrmic o llunyà ES mesclen els processos de reflexió de la llum solar i de emissió de la superfície de la terra. Emissió terrestre I dels niguls, dóna informació de Temperatures µm µm y 8-14 µm microones Quasi transparent a la cobertura nigulosa cm.

9 El espectro visible

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11 Todos los cuerpos (sólidos y líquidos) a una temperatura superior a 0 K emiten energia electromagnética. Esta emisión no es a una sola longitud de onda, si no que ocupa un amplio espectro de longitudes de onda. Para el estudio de la radiación electromagnètica se utilitza el concepto de cuerpo negro. Es un cuerpo hipotético que absorbe toda la radiación incidente sobre él y que emite la máxima cantidad de radiación en todas las longitudes de onda a cualquier temperatura (es un perfecto emissor). Para el cuerpo negro, la energía emitida depende de la longitud de onda y de la temperatura del propio cuerpo según la ley de Planck

12 Principios físicos de la REM Dado un cuerpo negro, sea Q (Joules, J) la cantidad de energía radiante emitida por el cuerpo Definimos Flujo radiante (Js -1 =Watts) Emisividad ε Q n (T) energia emitida per un cuerpo negro Q e (T) energia emitida por un cuerpo real a la misma temperatura. Definimos emisividad: ε= Qe(T) / Qn (T) 0<= ε <=1

13 Tenemos por tanto: Cuerpo negro o radiador perfecto: ε =1 Cuerpo gris: ε entre 0 i 1 Reflector perfecto: ε = 0 Radiador selectivo ε λ = f(λ), la emissividad depende de λ.

14 Emitancia o Irradiancia: Emitancia monocromàtica: Es el flujo radiante por unidad de area (W/m 2 )

15 Ley de Planck Emitancia monocromática E λ en Wm -2 µm -1 y λ en µm C1= *10 16 Wm 2 C2= * 10 4 µm K

16 Ley de Wien:

17 Ley de Stefan-Boltzman: E=σT 4 σ= x 10-8 Wm -2 K -4

18 Interacción de la REM con la atmósfera La radiación que interacciona con la atmósfera es Radiación solar: Radiación directa procedente del Sol. Radiación terrestre: Radiación emitida por la superficie de la Tierra.

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20 Aplicando la ley de Wien obtenemos T=6000 K La constante solar S es la irradiancia solar en la cima de la atmosfera. Tiene un valor de S=1.366*10 3 Wm -2 S= 2 calorías/cm2 minuto

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23 Composición de la atmósfera También hay: Gases traça Aigua (sòlid, líquid i gasós) Ozó 23

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25 Absorción: En la absorción parte de la energía electromagnética pasa a energìa interna de la molécula. Por tant se atenúa o se elimina totalmente la transmisión de la radiación. La atmosfera se comporta com un filtro selectivo a distintas longitudes de onda: es transparent para determinadas longitudes de onda y opaca para otras. Los principales absorbentes son: el vapor de agua, el anhídrido carbónico, el oxigeno y el ozono.

26 VENTANAS ATMOSFERICAS Las ventanas atmosfèricas son aquellas porciones del espectro electromagnético donde la transmisión de la energía en la atmósfera no sufre modificaciones apreciables. Hay intervalos de longitudes de onda en los cuales la absorción es máxima por un determinado gas.

27 Espectro de transmissión de energía

28 Espectre d absorció de tres gasos: Ozó, CO2 i vapor d aigua.

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34 Temperatura de equilibrio sin efecto invernadero (1 α ) S( πr ) = 2 T 4 (4 α es el albedo 30% S es la constante solar (S=1.37*10 3 Wm -2 ) R el radio de la Tierra, 6370 km σ es la constante de Boltzman (σ= x 10-8 Wm -2 K -4 ) T la temperatura de equilibrio de la Tierra (K) σ π R 2 )

35 Temperatura de equilibrio 255 K ( -18 ºC) Temperatura media de la Tierra 15 ºC Diferencia de 33 ºC. Efecto invernadero

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42 Atmospheric scientists investigating the possibility that human influences are changing the earth's climate confront a significant problem: how do we actually detect climate change? We know that weather can be highly variable on a daily, weekly, or even yearly basis, but climate, which is based on longer time scales, can be variable as well. If the last 30 years were generally warmer worldwide than the previous 30 years, would this be solid evidence that the climate is changing in a particular direction? Or could this only be a longterm, normal statistical fluctuation in climate? This is a critical and surprisingly difficult question for atmospheric scientists to answer. While computer models may predict climate change, citizens are unlikely to support significant social, economic, and/or technological changes to slow the rate of change unless they are sure that the climate is truly changing, not just experiencing random variability. To begin answering these questions, it is important to understand what constitutes normal climate variability versus actual climate change. You can think of climate variability as the way climatic variables (such as temperature and precipitation) depart from some average state, either above or below the average value. For example, the average maximum temperature in July in Boulder, CO may be 87 F (averaged over the last 30 years), but each year, July's daily average maximum temperature will be less than or greater than this longterm average value. Similarly, for a given year (for example, 1989 as shown in the graphic), Boulder's mean maximum temperature for the month of July might be 90 F, but the maximum temperature on any given day within that month will depart from the monthly average value. Although daily weather data depart from the climatic mean, we consider the climate to be stable if the long-term average does not significantly change