Radiación Infrarroja
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La radiación infrarroja corresponde principalmente a la energía irradiada por la tierra. Una pequeña parte de esta es irradiada directamente al espacio mientras que la gran mayoría es absorbida por las nubes. Estas a su vez irradian tanto devuelta a la tierra como al espació. El origen del calentamiento global es principalmente una consecuencia de este flujo de la tierra a la atmósfera y de esta ultima a la superficie de la tierra.
ID:(536, 0)
Balance de radiación infrarroja
Imagen
Al calentarse el planeta con la radiación absorbida
La atmósfera en si es modelada como un sistema con una parte superior, que absorbe radiación visible
Finalmente se tienen otros fenómeno como conducción y convección que hacen que exista un flujo de energía adicional de la superficie de la tierra a la parte inferior de la nube. La intensidad asociada la denominamos
Balance infrarrojo
ID:(3074, 0)
Temperatura de la superficie
Imagen
Al asociar la ley de Stefan Boltzmann la temperatura de un cuerpo con la radiación emitida, se puede usar esta ultima para determinar la temperatura de la superficie del planeta:
Temperatura del planeta
ID:(3075, 0)
Emisión Intensidad NIR de la superficie de la tierra al espacio
Ecuación
Al igual que ocurre con la radiación visible, la atmósfera interactúa con la radiación infrarroja, que principalmente se compone de
$\lambda > 750\,nm$ |
De manera similar a cómo se modela la interacción con la atmósfera en el caso de la radiación visible utilizando la cobertura visible _v, se puede introducir la fracción _i que afecta a la radiación infrarroja. Asimismo, en este caso, la radiación que no interactúa se calcula mediante
$ I_p =(1- \gamma ) I_s $ |
De esta manera, la radiación emitida por la Tierra I_e, que no interactúa con la atmósfera, abandona el planeta y se dirige hacia el espacio. Esta radiación es
$ I_{es} = (1- \gamma_i ) I_e $ |
ID:(4677, 0)
Emisión intensidad NIR de la tierra a la atmósfera
Ecuación
De la radiación terrestre $I_e$, que en su mayoría
$\lambda > 750\,nm$ |
La fracción de radiación que interactúa con la atmósfera se calcula utilizando la cobertura $\gamma$ mediante
$ I_p = \gamma I_s $ |
En el caso de la radiación emitida por la superficie terrestre, una fracción $\gamma_i$ interactúa con la atmósfera, generando un flujo
$ I_{esa} = \gamma_i I_e $ |
ID:(4684, 0)
Emisión intensidad NIR de la superficie de la tierra
Ecuación
Si la Tierra está a una temperatura $T_e$, emite radiación de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann con una intensidad dada por la siguiente fórmula:
$ I_e = \sigma \epsilon T_e ^4$ |
Si la Tierra está a una temperatura $T_s$, emite radiación, principalmente con longitudes de onda $\lambda > 750$ nm, con una potencia dada por la ley de Stefan-Boltzmann:
$ P = \sigma \epsilon S T_s ^4$ |
donde $\sigma$ es la constante de Stefan-Boltzmann, $\epsilon$ es la emisividad y $S$ es la superficie de emisión.
La intensidad de la radiación se define como la potencia por unidad de área, por lo tanto, podemos expresarla como:
$ I =\displaystyle\frac{ P }{ S }$ |
donde $S$ es el área de emisión.
Con ello la intensidad emitida desde la superficie de la Tierra $I_e$ es igual a
$ I_e = \sigma \epsilon T_e ^4$ |
donde $T_e$ es la temperatura y $\epsilon$ es la emisividad de la superficie.
donde $\sigma$ es la constante de Stefan-Boltzmann y $\epsilon$ es el coeficiente de emisividad. La constante de Stefan-Boltzmann $\sigma$ tiene un valor de aproximadamente $5.67 \times 10^{-8} W/m^2K^4$ y el coeficiente de emisividad $\epsilon$ representa la eficiencia con la que la superficie terrestre emite radiación, siendo un valor entre 0 y 1.
ID:(4676, 0)
Emisión intensidad NIR a de la parte inferior de la atmósfera
Ecuación
La intensidad $I$ emitida por un cuerpo a temperatura $T$ se rige por la ley de Stefan-Boltzmann, que se expresa como:
$ I = \sigma \epsilon S T ^4$ |
donde $\epsilon$ es la emisividad y $\sigma$ es la constante de Stefan-Boltzmann. Por lo tanto, en el caso del borde inferior de la nube, que tiene una temperatura $T_b$, la intensidad será:
$ I_b = \sigma \epsilon T_b ^4$ |
ID:(4679, 0)
Emisión intensidad NIR de la parte superior de la atmósfera
Ecuación
Si la parte superior de la atmósfera esta a una temperatura $T_t$, emite radiación, en su mayoría
$\lambda > 750\,nm$ |
según a la ley de Stefan Boltzmann
$ P = \sigma \epsilon S T_s ^4$ |
que en este caso resulta
$ I_t = \sigma \epsilon T_t ^4$ |
donde $\sigma$ es la constante de Stefan Boltzmann y $\epsilon$ el coeficiente de emisividad.
ID:(4680, 0)
Distribución de calor transportado por convección
Descripción
Si observamos la distribución del calor transportado por convección en la superficie del planeta, se puede notar que existen niveles más o menos constantes. Por un lado, tenemos las zonas oceánicas y continentales con un flujo de alrededor de $17 W/m^2$ (ascendente) y aproximadamente $-30 W/m^2$ (descendente) en las áreas cubiertas de nieve y hielo:
Promedio anual de calor transportado por convección calculado de ECMWF 40-años re analizados (Kallberg et al 2005). Cuidado: este diagrama usa la convención de que un flujo ascendente es negativo a diferencia que el presente texto que la define como positiva.
Estos datos provienen de una reanálisis de 40 años realizado por Kallberg P., Berrisford P., Hoskins B., Simmons A., Uppala S., Lamy-Thepaut S., Hine R., 2005: ERA-40 Atlas. Reading, Reino Unido, ECMWF Re-Analysis Project (Kallberg et al., 2005).
ID:(9263, 0)
Flujo conducción y evaporación
Ecuación
Con la modelación del transporte por conducción y evaporación, se puede establecer una relación para el transporte de calor de la siguiente manera:
donde las constantes se definen como y sus valores están en el orden de $\kappa_l\sim 10.0 W/m^2$, $\kappa_c\sim 0.16 W/m^2K$ y una velocidad de $8 m/s$.
El término $\kappa_l$ proviene principalmente de la energía transportada por el efecto de mover masas de aire húmedo que, al condensarse, liberan energía. El término $\kappa_c$ se origina por el transporte de aire a través de la convección y la expansión adiabática correspondiente, por lo que depende principalmente del gradiente de temperaturas:
$ I_d =( \kappa_l + \kappa_c ( T_e - T_b )) u $ |
Sin embargo, es importante tener en cuenta que esto es una simplificación.
ID:(9270, 0)
Emisión onda larga de la tierra en función del tiempo (D0+1)
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Si se observa la radiación de onda larga (NIR) se ve que existe un máximo en torno al mes de agosto/septiembre de todos los años:
Esto se debe a que el hemisferio norte presenta mayor masas continentales por lo que estas reflejan mayormente cuando es verano en dicho hemisferio..
ID:(9324, 0)
Emisión onda larga de la tierra en función de la latitud (D1+0)
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La radiación de onda larga (NIR) es en primera aproximación simétrica en torno al ecuador fuera de presentar un máximo en torno de los grados -20 y +20:
Esto corresponde tanto a la falta de masa continental en torno al ecuador y la baja de intensidad hacia los polos por efecto de la incidencia inclinada de la radiación.
ID:(9325, 0)