Balance de energía al tope de la Atmósfera

Transcripción

1 Balance de energía al tope de la Atmósfera

2 Radiación de onda corta (radiaciòn solar que llega)

3 Radiación de onda larga (OLR) (radiación terrestre que sale)

4 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.

5 Flujo neto de radiación (al tope)

6 La radiación neta es negativa cerca de los polos y positiva en los trópicos. El valor positivo mas alto es de 120 W/m 2 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.

7 Radiación Neta al Tope de la Atmósfera

8 Poner grafico 2.14 hartmann El transporte en la horizontal Lo realizan la atmósfera y los océanos. Si integramos,obtenemos el transporte de flujo hacia los polos. R TOA =radiación neta al tope ΔF ao = Divergencia del flujo horizontal en la atm. y océanos Flujo de energía F φ = π φ 2π / 2 0 R TOA 2. a.cosφ. dϕ. dφ

9 El promedio global anual de la radiación neta esta Muy cercano a 0. De existir un desbalance la Tierra se calentaría o enfriaría. 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.

10 3. Parte o toda la radiación puede ser transmitida. Fracción transmitida: transmisividad: t λ No interactúa con el objeto, simplemente pasa a través de él 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 α λ No interactúa con el objeto, es rechazado. 2. Parte o toda la radiación puede ser absorbida. Fracción absorbida: absortividad, a λ Aumenta la T del objeto. Energía radiativa se convierte en calor.

11 Reflección (Albedo) En superficie la radiación solar que llega es Radiación solar directa + radiación difusa

12 Radiación Difusa

13

14 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.

15 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.

16 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.

17 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. E total = 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 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: ε λ = α λ

18

19

20 Absorción selectiva de los gases atmosféricos a ciertas bandas espectrales. Radiación solar: O 3 y O 2 : absorben UV. Rango visible prácticamente ninguno absorbe. Radiación terrestre: H 2 O,CO 2,N 2 o, O 3, O 2 : absorben IR.

21 Ventanas Atmosféricas Ventana atmosférica: rango espectral donde la atmósfera es casi transparente. Hay dos ventanas atmosféricas: Ventana del rango visible ( µm): 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.

22 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 Ventana OL: EFECTO DE ENFRIAMIENTO Causas :Aumento H 2 O,CO 2 u otros gases de efecto invernadero AUMENTO DE ABOSRCIÓN DE IR EN LA ATMOSFERA EFECTO DE CALENTAMIENTO INVERNADERO AUMENTADO EFECTO

23 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.

24 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

25 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 Positivo es hacia la atmósfera!! La transferencia mas importante es durante el invierno cuando masas continentales frías pasan sobre un océano más cálido (costa E de Norteamérica)

26 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!!)

27 Es t = G = Rs LE SH G = almacenamiento de energía los suelos y aguas de superficie Feo 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

28 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

29 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 superficie Negativo: energía entra a sup

30 Capacidad calorífica de la atmósfera: Ca= 1.02*10 7 J K -1 m -2 Capacidad calorífica de los océanos: Co= dw* 4.2*10 6 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.

31 Atmósfera Capa límite

32 Atmósfera Capa límite

33 B a la nc e de e ne rg ía e n s upe rfic ie g lo ba l E t = R LH SH F H F lujo ne to