2. RADIACIÓN SOLAR Y EL 2.1 Interacción de la OLAR Y EL

2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Tierra
Análisis y Predicción del Tiempo
2. RADIACIÓN SOLAR Y EL SISTEMA TIERRA-A
ATMÓSFERA
2.1 Interacción de la Radiación Electromagnética con la Materia
La percepción que se tiene del mundo físico que nos rodea, viene
determinada por la interacción entre la radiación electromagnética y la materia. Se
sabe que la radiación emitida por un cuerpo está formada por diferentes ondas
electromagnéticas, cada una de las cuales posee una frecuencia (υ),
(
característica. De hecho, se suele hablar
ha
de radiación monocromática cuando la
radiación emitida por un cuerpo está constituida por una única frecuencia. Por otra
parte, en el vacío, toda radiación electromagnética viaja a la velocidad de la luz, c,
independientemente del sistema de referencia
referenci utilizado.. Así mismo, entre la
longitud de onda (λ),
), y la frecuencia de cualquier onda electromagnética existe la
relación:
c = λ·υ
(2.1)
Fig
Figura
2.1. Espectro electromagnético
Cuando una radiación incide sobre la superficie de un medio material
homogéneo e isótropo, puede ocurrir que parte de dicha radiación sea reflejada
por el cuerpo y otra parte sea absorbida por el mismo, transformándose en
energía térmica. La luz reflejada por los cuerpos es la que nos permite
observarlos, es decir, que vemos
vemo los cuerpos gracias a la luz que reflejan. No
obstante, además de la luz reflejada por los objetos, también observamos la luz
que emiten, siempre y cuando la frecuencia de la radiación emitida se encuentre
11
E.T.S. Náutica, Máquinas y Radioelectrónica Naval
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dentro del espectro visible. Realmente todos los cuerpos emiten radiación
electromagnética, y lo hacen a un ritmo que depende de la temperatura de su
superficie. A esta energía emitida en forma de radiación se le da el nombre de
radiación térmica.
El estudio de la radiación térmica emitida por un cuerpo pasa por analizar el
conjunto de radiaciones monocromáticas que la forma, cuyo espectro se puede
extender desde el infrarrojo al ultravioleta, pasando por el visible. La intensidad de
la emisión de radiación de cualquier cuerpo, para las diferentes longitudes de
onda, depende de la naturaleza del cuerpo y de su temperatura.
No obstante, se define una sustancia ideal llamada cuerpo negro que se
caracteriza porque:
a) su espectro de emisión depende únicamente de la temperatura,
b) todos los cuerpos, para cualquier longitud de onda, tienen una emisión
menos intensa que la del cuerpo negro a la misma temperatura
c) es capaz de absorber (y, por lo tanto, de emitir) todas las radiaciones que
llegan a su superficie.
Aunque el cuerpo negro es un sistema ideal, en la naturaleza existen
sustancias con un comportamiento (en lo que a emisión y absorción de radiación
electromagnética se refiere) próximo al de dicho sistema, como por ejemplo el
hollín.
Sin entrar en un desarrollo exhaustivo de este modelo teórico, sí que
mencionaremos las tres leyes fundamentales relacionadas con la radiación
térmica del cuerpo negro.
- Ley de Stefan-Boltzman, que estable la radiancia total, Me (es decir, la energía
total emitida por unidad de área y por unidad de tiempo) del cuerpo negro y cuyo
valor es proporcional a la cuarta potencia de la temperatura absoluta; esto es:
Me = σ·T4
Diversas
determinaciones
experimentales
(2.2)
dan
proporcionalidad, σ, un valor de 5,672·10-8 W/m2 K4.
12
para
la
constante
de
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Tierra
Análisis y Predicción del Tiempo
- Ley de Wien, que establece que el producto de la longitud de onda, para la cual
la radiancia es máxima, y la temperatura absoluta del cuerpo negro es una
constante; esto es:
λmax·T = 2.897·10-3 m K
(2.3)
- Ley de la radiación de Planck,
Planck, según la cual, admitiendo un comportamiento
comp
cuántico para la radiación térmica, es decir que un cuerpo puede absorber o emitir
cantidades de energía térmica que sean múltiplos de una cantidad discreta
conocida como cuanto de energía y cuyo valor es igual a hυ,, la expresión teórica
que da cuenta de las curvas experimentales obtenidas para la distribución
espectral del cuerpo negro, es:
En ella, h es la constante de Planck, k es la constante de Boltzmann y c es la
velocidad de la luz. Recordemos que en el S.I. de unidades,
unidades, los valores de las
constantes de Planck y de Boltzmann son: h = 6,626·10-34 J·s y k = 1,38·10-23 J/K,
respectivamente. Así mismo, la velocidad de la luz tiene un valor de c =
2,9979·108 m/s.
Figura 2.2. Espectro electromagnético y temperatura para cada longitud de onda
13
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2.2 El Sol como Fuente de Energía
El Sol es la principal fuente de energía disponible para la Tierra y su
atmósfera. La Luna y las estrellas constituyen una pequeña fuente adicional al
igual que una pequeña cantidad de calor que llega a la superficie de la Tierra por
conducción desde el interior. Estas fuentes no solares no aportan ni un 1% de la
energía total por lo que no se las tendrá en cuenta.
La energía solar recibida en la Tierra y su atmósfera se convierte primero en
energía interna y después en energía potencial, calor latente y energía cinética.
Por tanto la energía para los movimientos tanto atmosféricos como oceánicos
procede de la energía solar.
Si consideramos al Sol como un cuerpo negro podemos aproximar la energía
total radiada por éste según la expresión:
E=4πr2S σT4
(2.2)
Donde rs es el radio del sol, σ es la constante de Stefan-Boltzman y T la
temperatura superficial del sol: rS = 6.69·105 km, σ = 5.672·10-8 Wm-2K-4 y T =
5750 K
El Sol emite prácticamente en todo el espectro electromagnético, si bien, no
con la misma intensidad en todas las longitudes de onda. En la parte superior de
nuestra atmósfera realmente es apreciable aquella que se encuentra en un rango
confinado entre las 0.18 – 4.0 µm, con un máximo de emisión en las λ visibles del
espectro: 0.38-0.78 µm.
La figura 2.3 muestra la distribución de la radiación solar en la cima de la
atmósfera (curva externa) y al nivel del mar (curva interna). La zona sombreada
corresponde a la absorción por los diferentes gases atmosféricos. La zona no
sombreada entre las dos curvas representa la fracción de radiación reflejada y
difundida por la atmósfera.
Se define la constante solar, ICS, como el flujo de radiación solar recibido en el
límite superior de la atmósfera sobre una superficie normal al haz solar a la
distancia media Tierra-Sol. Tiene un valor de 1367 Wm-2. Lógicamente, la
cantidad real de radiación que recibe la Tierra cambia con respecto a la constante
solar a lo largo del año, dado que la distancia de ésta al Sol se modifica según las
14
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Análisis y Predicción del Tiempo
estaciones (en julio se encuentra más alejada que en enero) y según las
variaciones de energía emitida por parte del Sol, lo cual depende de la actividad
solar.
Figura 2.3. Distribución de la radiación solar en la cima de la atmósfera (curva externa) y
al nivel del mar (curva interna).
2.3 Atenuación de la Radiación Solar en la Atmósfera: Absorción,
Dispersión y Reflexión de la Radiación
En cualquier caso, sólo una parte de esta radiación que llega al límite superior
de la atmósfera llega a la superficie de la Tierra. Supuestas 100 unidades
únicamente 51 de estas unidades llegaría. Esto se debe fundamentalmente a tres
mecanismos que tienen lugar: Dispersión de radiación, absorción y reflexión. La
figura 2.4 muestra de manera esquemática la cantidad de energía que llega a la
superficie terrestre.
15
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Radiación
solar reflejada
SOL
20
6
4
Radiación solar
incidente
100
Retrodispersada
por el aire
16+3
Absorbida por:
H2O, O3, polvo,
y nubes
Emisión infrarroja
hacia el espacio:
H2O y CO2, nubes y
superficie
Reflejada por
la superficie
Reflejada por
las nubes
51
38+26+6
Gases de efecto
invernadero y nubes
Flujo de calor
Efecto
latente, etc.
invernadero
30
Emisión de
93
la superficie
114
TIERRA
Figura 2.4. Balance radiativo global de la tierra y la atmósfera
2.3.1 Dispersión
La dispersión o scattering es un proceso físico por el que la radiación que
incide sobre una partícula es re-emitida en todas direcciones, de tal forma que,
parte continuará su camino inicial, pero cierta parte llevará otras direcciones,
incluidas la opuesta.
Figura 2.5. Dispersión de radiación por parte de una partícula.
Como resultado final de esta dispersión tendremos que parte de esa radiación
es retrodispersada y no llega al sistema. Así se reduce aproximadamente un 6%
16
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Tierra
Análisis y Predicción del Tiempo
de la radiación. La dispersión ocurre en la atmósfera para todas las longitudes de
onda, si bien dependiendo
ndiendo del tamaño de las partículas y de la radiación incidente
algunas son más efectivas que otras. La siguiente figura muestra el patrón de
dispersión tridimensional de moléculas y partículas.
Figura 2.6.. Patrones de dispersión de radiación en la atmósfera
atmósfera para moléculas y
partículas.
2.3.2 Absorción
Por otro lado, parte de la radiación incidente es absorbida por los diferentes
constituyentes atmosféricos. Este proceso no ocurre para todas
todas las λ, sino que se
trata de un proceso selectivo y depende de los constituyentes atmosféricos. La
figura 2.3.. muestra en gris las regiones espectrales que presentan absorción de la
radiación solar. Dicha absorción es aproximadamente del 19%. Afortunadamente
los rayos-γ y rayos-X
X emitidos por el sol y que son capaces de romper un núcleo
atómico e ionizar moléculas respectivamente, son absorbidos en su totalidad en
las capas altas de la atmósfera. Gracias a esto es posible la vida en la Tierra ya
que esta radiación es letal.
La radiación comprendida entre 180-230
180
nm, es absorbida
bsorbida por el ozono casi
en su totalidad a unos 25 km de altitud. La de 230-390
230 390 nm (UV) es atenuada en
parte por la atmósfera pero cierta cantidad si llega a la superficie terrestre. El
resto atraviesa la atmósfera sin demasiados problemas, si bien existen
exist
λ
concretas que también sufren una absorción muy fuerte (ver figura 2.2).
2.
17
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2.3.3 Reflexión
Finalmente, alrededor del 24% de la radiación total es reflejada hacia el
espacio y por tanto no alcanza la superficie terrestre. Se denomina albedo de un
cuerpo a la fracción de energía incidente que es reflejada por éste, y se suele
representar por la letra α. Las nubes son las principales fuentes de albedo
planetario, participando también de este albedo la nieve y las zonas heladas
(criosfera), así como determinados tipos de superficies: arena (desiertos), sabana
seca, prados y bosques. Incluso es necesario contar con la espuma del mar.
2.4 Balance Energético del Sistema. Efecto Invernadero y Cambio
Climático
Como hemos dicho un 51% de la radiación que llega al límite superior de la
atmósfera penetra en ella y alcanza la superficie. La Tierra absorbe dicha energía
y la remite en cantidad igual al espacio pero a longitudes de onda largas, en la
zona IR del espectro, de 4 a 80 µm, por lo que no se solapa prácticamente con la
incidente solar.
4E+013
2E+007
6000 K
300 K
W m-3 sr-1
3E+013
2E+007
1E+007
2E+013
8E+006
1E+013
4E+006
0.1
1
10
Wavelength [µm]
Figura 2.7. Radiación solar y radiación emitida por la Tierra.
18
0E+000
100
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Análisis y Predicción del Tiempo
Si se realiza un estudio de la energía total emitida por la Tierra sin atmósfera,
es decir considerando que la emitida es igual a la que le llega, es decir, un
0.70*ICS, se observa que ésta es equivalente a la que emitiría un cuerpo negro a
254 K (–19 ºC) en equilibrio termodinámico. Parte de esta radiación IR es
absorbida por las nubes y otros componentes atmosféricos como el O3, el CO2, el
CH4, CFCs, N2O, etc., quienes la remiten a su vez en todas direcciones. Así, parte
se pierde definitivamente hacia el espacio pero otra cantidad es devuelta a la
superficie terrestre, de forma que la cantidad de energía puesta en juego en el
sistema es mayor. Esto conlleva por parte de este cuerpo negro que representa la
Tierra, una nueva situación de equilibrio termodinámico, lo que se traduce
finalmente en una nueva temperatura. Dicha temperatura es de 288 K (15 ºC).
Este proceso que genera dicho incremento de temperatura en la Tierra es lo que
se conoce como efecto invernadero, y gracias al cual la Tierra posee una
temperatura apta para el desarrollo de la vida.
Lógicamente, cualquier modificación en las concentraciones de los gases de
efecto invernadero (GEI), de los cuales el vapor de agua es el más importante,
dará lugar a otra situación de equilibrio, con una nueva temperatura para este
cuerpo negro.
En la siguientes figuras obtenidos del Grupo Intergubernamental de Expertos
sobre el Cambio Climático (IPCC, 2007) podemos observar cómo se han visto
modificado en los últimos años las concentraciones de los principales gases de
efecto invernadero. Es más que patente el aumento registrado en los últimos 200
años aproximadamente. El protocolo de Kioto para la reducción de gases de
efecto invernadero, firmado en el año 1997, no se ha visto ratificado hasta el año
2005, por lo que aún es pronto para establecer las consecuencias que dicho
acuerdo haya podido dar lugar. Dicho protocolo toma con base las
concentraciones de los GEI del año 1990.
19
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Figura 2.8. Variación de las concentraciones de gases de efecto invernadero (GEI)
También podemos observar cómo se han visto modificados los valores de
temperatura superficial del aire y de los principales océanos del planeta en
relación con los valores promedios obtenidos en el periodo 1961-1990. Es más
que evidente el aumento de temperatura en los últimos 25 años, con una tasa que
llega casi a los 0.18 ºC/década.
20
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Análisis y Predicción del Tiempo
Figura 2.9. Anomalías de la temperatura superficial del aire relativas al promedio 19611990
21
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Figura 2.10. Anomalías de la temperatura superficial del mar relativas al promedio 19611990
22
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Análisis y Predicción del Tiempo
2.5 Consecuencias Sinópticas de la Radiación
Es evidente la influencia de la radiación solar en las condiciones atmosféricas,
como puede observarse simplemente viendo las diferencias meteorológicas entre
el día y la noche. Así, si se analizan radiosondeos aparecen diferencias entre los
perfiles verticales de los distintos parámetros debidos simplemente a la presencia
o ausencia de insolación. Esta diferente estructura vertical se traduce en cambios
tanto en la temperatura, como en la presión o en la intensidad y dirección del
viento a distintas alturas. Asimismo, de todos es conocida la influencia solar para
generar el sistema de brisas tierra-mar. Durante el día la superficie terrestre se
calienta mucho más deprisa que el mar, dado que este último posee una gran
capacidad calorífica (hasta 5 veces mayor que la de la roca). El aire en contacto
con la parte terrestre se calienta también antes y al ser menos denso tiende a
ascender. Al llegar a capas altas se enfría y empujado por el que continúa
ascendiendo, lo hace descender sobre la parte marina, cuya aire frío trata de
ocupar el lugar que ha abandonado el caliente. Esto genera una brisa cuya
dirección es desde el mar hacia la tierra. Durante la noche ocurre justo lo
contrario. La tierra se enfría mucho más rápidamente que el mar por lo que el aire
desciende sobre la tierra y se eleva en el mar, generando brisas ahora desde la
tierra hacia el mar.
Como vemos, simplemente la diferencia de insolación entre el día y la noche
ya está generando vientos y modificando las condiciones meteorológicas.
Figura 2.11. Sistema de brisas tierra-mar y viceversa.
23
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2.5.1 Franjas Latitudinales
De la misma manera que ocurre en el caso anterior, dada la forma esférica
del planeta, éste no recibe la misma cantidad de energía en el ecuador que en los
polos.
Cruza mayor capa de
atmósfera
θ
Tropopausa
Figura 2.12. Diferente incidencia de la radiación según la normal del sitio de medida.
Si se lleva a cabo un análisis por franjas latitudinales de la cantidad de
radiación solar absorbida, así como la emitida en onda larga, se llega a una
representación como la que aparece en la figura 2.13.
Figura 2.13. Diferencia de radiación latitudinal incidente y saliente.
24
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Análisis y Predicción del Tiempo
Se observa claramente que, si no se considerasen transportes de energía,
existiría siempre una descompensación de energía entre latitudes. Aparece una
única franja, en torno a los 35º de latitud donde la radiación incidente está en
equilibrio con la emitida por la tierra. Para latitudes por encima de ésta existe un
déficit, mientras que en las regiones más próximas al ecuador el balance es de
excedente.
2.6 Circulación general
Para compensar este desequilibrio energético aparece un flujo de energía
desde el ecuador hacia los polos. El transporte de este exceso de energía de la
zona ecuatorial hacia la zona polar, deficitaria, se realiza mediante los siguientes
mecanismos:
- aproximadamente, a unos 35º de latitud, el 10% lo transportan las corrientes
oceánicas;
- el otro 90% lo transporta la atmósfera en la troposfera en forma de calor sensible
(es decir por convección, difusión molecular y difusión turbulenta), calor latente,
energía potencial y energía cinética (medida realizada también sobre la latitud
35º).
De estos mecanismos los más importantes son el calor sensible y el calor
latente, que están estrechamente ligados a la circulación general.
Como ya hemos visto, el aire que rodea la Tierra se calienta más en contacto
con el ecuador que en otros puntos, ya que es la zona donde la radiación solar
cae de forma más perpendicular. Así, el grosor de la troposfera en el ecuador es
más grande que en los polos. Si la Tierra no tuviera el movimiento de rotación y
su superficie fuera lisa, el aire que se encuentra sobre el ecuador se elevaría y
sería sustituido por el aire más frío de los polos, que son los que reciben la menor
cantidad de energía solar. De esta forma, se originaría una brisa polar,
proveniente de los polos hacia el ecuador, sobre la superficie. En las capas altas
de la atmósfera, el aire que se ha elevado en el ecuador se dirigiría hacia los
polos, y descendería sobre ellos, ya enfriado, para completar el ciclo. Tendríamos
así unas circulaciones meridianas a escala hemisférica, con fuertes ascendencias
sobre el ecuador y descendencias sobre los polos. Este es el modelo de Hadley,
que se ilustra en la figura 2.10. La consecuencia sería una acumulación de aire
25
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frío en los polos, donde la presión atmosférica resultaría muy alta, y una continua
ascendencia del aire en las regiones ecuatoriales, en las cuales la presión bajaría
muchísimo.
Pero a causa del movimiento de rotación de la Tierra, la circulación general se
complica bastante más. El aire que se dirige hacia el polo norte por las capas
altas, va siendo desviado por un efecto denominado Coriolis, que veremos en las
próximas lecciones, hacia la derecha de su trayectoria inicial, progresivamente
con más curvatura, hasta convertirse en viento del sudoeste. Al llegar a los 30º de
latitud (aproximadamente la de las islas Canarias) ha pasado a ser ya un viento
del oeste y se ha enfriado suficientemente como para comenzar a caer hacia el
suelo. Una vez en la superficie, se dirige hacia al ecuador, pero no como viento
del norte, ya que la desviación de Coriolis vuelve a actuar sobre él y lo convierte
en viento del nordeste, donde asciende, y así queda cerrada una célula de
convección limitada entre los 30° y el ecuador, den ominada célula de Hadley
(descrita por Hadley en el año 1735).
Figura 2.14. Modelo de Hadley para la distribución de la energía sobrante del ecuador
hacia la zona deficitaria de los polos
De todas formas, la desviación del aire en latitudes bajas, cerca del ecuador,
no se puede justificar totalmente por el efecto de Coriolis, debido al bajo valor que
esta fuerza toma en esta zona. Ha de explicarse en términos de la conservación
del momento cinético. Por ejemplo, el aire que se encuentra sobre el ecuador
tiene un momento cinético de rotación muy elevado a causa de la distancia al eje
26
2. Radiación Solar y el Sistema Tierra-Atmósfera
Análisis y Predicción del Tiempo
de rotación (el radio terrestre). Al moverse hacia al polo en altura, como esta
distancia disminuye, su velocidad angular ha de aumentar para conservar su
momento cinético. Esto se traduce en una desviación hacia el este en ambos
hemisferios. Este efecto fue descrito por el modelo de Ferrel en el año 1856.
Asimismo, el aire frío y denso que se mueve desde los polos sobre tierra en
dirección al ecuador comienza a hacerse del nordeste hasta llegar a los 60º de
latitud (aproximadamente, al sur de Groenlandia), en que se hace totalmente del
este. En este momento ya se ha calentado suficientemente como para ascender y
se dirige nuevamente hacia al polo por las capas altas como viento del sudoeste.
En cuanto se encuentra sobre el polo norte, desciende y se cierra el ciclo.
La zona intermedia de latitudes 60º>j>30º recibe el nombre de zona templada
y en ella predominan los vientos de componente oeste, no sólo en superficie sino
también en altura, en buena parte de la troposfera. En esta zona el transporte
horizontal es muy importante. La situación en el hemisferio sur es la simétrica,
como puede verse en la figura 2.11, ya que el efecto de Coriolis en este
hemisferio hace desviar los vientos hacia la izquierda de su trayectoria.
Esta figura muestra una circulación muy simplificada, pero es útil para
identificar algunas de las características principales de las configuraciones
generales de presión y de viento. Hay un anticiclón sobre cada polo, una zona de
depresiones o de bajas presiones aproximadamente en los 60º de latitud en cada
hemisferio, una franja anticiclónica hacia los 30º de latitud, de la cual parten los
vientos alisios por un lado y los de poniente por el otro, y un cinturón ecuatorial
bastante ancho, la zona de convergencia intertropical (ITCZ), en donde los alisios
de ambos hemisferios que convergen están tan intensamente caldeados que se
elevan sin penetrar en el interior formando intensas corrientes verticales
ascendentes. Por esta razón, en el interior de esta zona prácticamente no hay
viento en superficie y por eso se la denomina zona de las calmas ecuatoriales. La
presión en ella es muy baja. Como el aire en esta zona suele ser muy húmedo, su
ascendencia continua produce intensas precipitaciones.
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Figura 2.15. Esquema de circulación general atmosférica.
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