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En el caso de la radiación visible encontramos que esta se da ante todo en el momento que la luz solar incide sobre el planeta. Una parte de esta interactua con las nubes (ocurriendo absorción y reflexión), mientras que el resto lo hace con la superficie (nuevamente absorción y reflexión).

>Modelo

ID:(535, 0)

Imagen

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La radiación puede ser absorbida y reflejada en interfaces entre dos medios (en este caso aire y nubes/suelo):

Absorción y Reflexión de Radiación

ID:(3067, 0)

Descripción

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Los albedos según el tipo de superficie son:

Fuente: Effects of Implementing MODIS Land Cover and Albedo in MM5 at Two Contrasting U.S. Regions, Ismail Yucel, American Meteorological Society, 2006, October, page 1043

La clasificación esta definida en (MODIS Land Cover and Land-Cover Change)

ID:(10830, 0)

Concepto

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En general, la luz puede interactuar con el medio a través del cual se propaga.

Para modelar esta interacción, se puede introducir una probabilidad de que ocurra dicha interacción.

En este sentido, habrá una fracción de luz que interactúa y el complemento que continúa propagándose sin interactuar.

ID:(9985, 0)

Imagen

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El albedo de un cuerpo indica la fracción de radiación que es reflejada. Aun cuando esta es una función de la frecuencia de la luz, se puede considerar que la variación es menor dentro de un tipo de radiación. En este caso interesa ante todo la forma como es reflejada la luz visible. En el caso de la tierra esto es:

NASA Visible Earth: Global Albedo

La Nasa permite con su observatorio de la tierra estudiar la distribución mensual e incluso diaria del albedo de la superficie en su página

NASA Earth Observatory - Albedo

Las distintas areas se pueden identificar con la clasificación de la página

NASA Earth Observatory - Land Cover

para establecer el típico albedo promedio por tipo de área (el albedo puede fluctuar durante el año).

ID:(3068, 0)

Imagen

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Uno de los parámetros que no es medio por los satélites es el albedo atmosférico. Sin embargo este se relaciona con la radiación al igual que el grosor óptico de la atmósfera como se indica en la siguiente gráfica:

Relaciones de grosor óptico y albedo atmosférico con radiación (MERIS Cloud Albedo and Cloud Optical Thickness, Jürgen Fischer, Rene Preusker, Lothar Schiller, Free University Berlin, Institute for Space Science)

Por ello se puede inferir un comportamiento del albedo a_a del tipo

a_a \sim 1 - e^{-\delta/\delta_0}

con \delta el grosor óptico y \delta_0 un grosor característico de unos 55 [-].

ID:(9922, 0)

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El albedo resulta algo mayor que el valor estimado por las mediciones de flujos, mostrando que se mantiene constante en el tiempo no existiendo una explicación clara para el único valor que diverge:

La marcada estacionalidad se puede deber a las nieves en invierno en el hemisferio norte que aumentan el albedo en forma sustancial.

ID:(9288, 0)

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Para estimar el albedo se puede considerar el grosor óptico de la atmósfera que tiende a ser mayor en la segunda mitad del año y ha mostrado una leve tendencia a la baja en los años:

La marcada estacionalidad se puede deber a las nieves en invierno en el hemisferio norte que aumentan el albedo en forma sustancial.

ID:(9326, 0)

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Si se promedia el albedo por latitud se obtiene una curva de la forma:

Resaltan los altos albedos en los extremos que corresponden a la alta reflexión debido a los hieles de la antártica y del ártico siendo estos últimos menores por los deshielo de verano. El menor valor promedio en el hemisferio sur radica de la mayor superficie de océanos que existe en comparación con el hemisferio sur. La baja a cero en el hemisferio sur corresponde a una falta de mediciones ya que en esta zona solo hay océano y solo un periodo veraniego con luz solar.

ID:(9284, 0)

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Si se promedia el grosor óptico por latitud se obtiene una curva de la forma:

Resaltan altos grosores ópticos en los extremos que corresponden a la alta reflexión debido a los hieles de la antártica y del ártico siendo estos últimos menores por los deshielo de verano. El menor valor promedio en el hemisferio sur radica de la mayor superficie de océanos que existe en comparación con el hemisferio sur. La baja a cero en el hemisferio sur corresponde a una falta de mediciones ya que en esta zona solo hay océano y solo un periodo veraniego con luz solar.

ID:(9327, 0)

Descripción

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En promedio, las nubes cubren más del 40% de la superficie de la Tierra:

Cobertura de nubes

Dado que son visibles, las nubes reflejan la luz, lo que se traduce en radiación visible y está relacionado con el albedo atmosférico.

ID:(3071, 0)

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La cobertura muestra valores promedios mayores a los que se obtiene de los modelos. Ademas muestra una leve tendencia al aumento que puede corresponder a efectos del cambio climático de aumento de agua en la atmósfera:

La estacionalidad corresponde a los periodos de verano/invierno en que se concentran las temperadas de lluvias.

ID:(9289, 0)

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Si se promedia la fracción de cobertura de las nubes según la latitud se obtiene la siguiente distribución:

Se observa que existe un máximo central que corresponde a la convección ecuatorial. Luego se observan dos mínimos en las latitudes en torno a los borde de las celdas de Hardley ambos hemisferios. Finalmente baja nuevamente hacia la celda polar.

ID:(9277, 0)

Descripción

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De la intensidad $I_s$, una fracción $\gamma_vI_s$ interactúa con la atmósfera, mientras que el resto $(1-\gamma_v)I_s$ llega a la superficie terrestre. El factor $\gamma_v$ representa la proporción de la superficie que está cubierta por nubes.

En el caso de la atmósfera, el albedo de las nubes $a_a$ determina la absorción y la reflexión. De la fracción que interactúa con la atmósfera, una fracción $a_a\gamma_vI_s$ es reflejada, mientras que $(1-a_a)\gamma_vI_s$ es absorbida.

En el caso de la Tierra, el albedo de la superficie $a_e$ determina la absorción y la reflexión. De la fracción que llega a la Tierra, una fracción $a_e(1-\gamma_v)I_s$ es reflejada, mientras que $(1-a_e)(1-\gamma_v)I_s$ es absorbida.

ID:(3072, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La radiación visible del sol, $I_s$, puede expresarse como:



que llega a la Tierra, donde una fracción $\gamma_v$ interactúa según:

con la atmósfera. La radiación visible que interactúa es:

$ I_{sav} = \gamma_v I_s $

Condiciones

Variables

$\gamma_v$

Cobertura de atmósfera para radiación VIS

$-$

$I_s$

Intensidad media emitida por la tierra

$W/m^2$

$I_{sav}$

Intensidad VIS que interactua con las atmósfera

$W/m^2$

Relación

Si consideramos los valores del modelo D1+0, la radiación solar es del orden de

$I_s\sim 342,W/m^2$

y un total de

$I_{sav}\sim 157,W/m^2$

interactúa con la atmósfera, lo que significa que la cobertura visible es del orden de

$\gamma_v\sim 0.46$

.

ID:(4670, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

De la radiación solar $I_s$, que es

una fracción $\gamma_v$

interactúa con la atmósfera. A partir de esta fracción, se determina la intensidad reflejada por la atmósfera utilizando el albedo $a$ según

La cantidad reflejada por la atmósfera es

$ I_{asv} = a_a I_{sav} $

Condiciones

Variables

$a_a$

Albedo de la atmósfera de la tierra

$-$

$I_{sav}$

Intensidad VIS que interactua con las atmósfera

$W/m^2$

$I_{asv}$

Intensidad VIS reflejadas por la atmósfera

$W/m^2$

Relación

siendo $a_a$ el albedo de las nubes.

Al reflexionar en un modelo D1+0,

$I_{asv}\sim 79,W/m^2$

del total de

$\gamma_vI_s\sim 157,W/m^2$

que interactúa con la atmósfera, se concluye que el albedo de esta debe ser del orden de

$a_a\sim 0.503$

.

ID:(4672, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La radiación solar incidente $I_s$ es



De esta radiación, una fracción $\gamma_v$ interactúa

con la atmósfera. Utilizando el albedo $a$, se puede estimar la fracción absorbida mediante

Por lo tanto, la fracción absorbida por la atmósfera es

$ I_{sa} = (1- a_a ) I_{sav} $

Condiciones

Variables

$a_a$

Albedo de la atmósfera de la tierra

$-$

$I_{sa}$

Intensidad VIS absorbida por la atmósfera

$W/m^2$

$I_{sav}$

Intensidad VIS que interactua con las atmósfera

$W/m^2$

Relación

y se absorbe por esta, donde $a_a$ representa el albedo de las nubes.

En un modelo D1+0, esto corresponde a

$I_{sa}\sim 78,W/m^2$

lo que equivale al 22.8% de la radiación incidente.

ID:(4671, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La radiación visible del sol $I_s$ puede ser expresada como:

donde una fracción $1-\gamma_v$ alcanza la Tierra de acuerdo a:

y la intensidad resultante en la superficie del planeta es:

$ I_{sev} = (1- \gamma_v ) I_s $

Condiciones

Variables

$\gamma_v$

Cobertura de atmósfera para radiación VIS

$-$

$I_s$

Intensidad media emitida por la tierra

$W/m^2$

$I_{sev}$

Intensidad VIS que llega a la superficie de la tierra

$W/m^2$

Relación

Con una intensidad solar $I_s\sim 342,W/m^2$ y una cobertura atmosférica $\gamma_v\sim 0.459,W/m^2$, la radiación que alcanza la superficie de la Tierra es:

$I_{sev}\sim 185,W/m^2$

Esto corresponde al 54.1% de la radiación solar. Esta radiación, que tiene en cuenta la pérdida de intensidad debido a la cobertura atmosférica, es lo que se conoce como insolación solar.

ID:(4673, 0)

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La insolación terrestre muestra valores algo mas altos que lo que se estima con el modelo. Por otro lado se observa un incremento importante desde el 2010 cuyo origen no queda bien claro:

Cabe mencionar que en el 2010 las manchas solares pasaron por un mínimo y en 2017 ya se sobrepaso el máximo que se asocia a un incremento de la radiación solar. Sin embargo el efecto es menor (menos de 0.1%) por lo que no explicaría la magnitud del incremento.

Por otro lado se observa un efecto estacionalidad que marca un valor mayor para el inicio del año.

ID:(9287, 0)

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La insolación en la tierra es la radiación visible (onda larga) que llega a la superficie de la tierra. El promedio general, en tiempo y posición en la tierra, es de 184,W/m^2 (modelo tipo D0). Sin embargo, si se observa diferenciando la latitud se obtiene una distribución como se muestra a continuación:

Esta curva muestra que la intensidad en el ecuador es máxima superando los 260,W/m^2 y mínima hacia los polos en donde llega a un nivel entre 110-120,W/m^2. La baja general hacia los polis se debe al angulo de incidencia. La falta de simetría entre ambos hemisferios se debe a la in-homogeneidad en la distribución de tierra firma y con ello la formación de nubes que reduce la insolación.

ID:(9283, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

De la radiación solar, denotada como $I_s$, una fracción $1-\gamma_v$ alcanza la superficie de la Tierra. De esta fracción, la intensidad reflejada puede calcularse utilizando el albedo $a$ mediante la siguiente ecuación:

Por lo tanto, la fracción reflejada por la superficie se puede expresar como:

donde $a_e$ representa el albedo de la Tierra.

En un modelo D1+0, la radiación que llega a la superficie terrestre se estima en:

$I_{sev}\sim 184,W/m^2$

De esta cantidad, una fracción aproximada de:

$I_{esv}\sim 23,W/m^2$

es reflejada de vuelta al espacio. Por lo tanto, se puede concluir que el albedo de la superficie terrestre debe ser del orden de:

$a_e\sim 0.125$

Este valor está influenciado por el bajo albedo de los océanos (0.06), los cuales cubren aproximadamente el 72% del planeta.

ID:(4674, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La radiación solar incidente $I_s$ se puede expresar como:

donde una fracción de la radiación solar llega a la superficie de la Tierra, representada por:

De esta fracción, la intensidad absorbida se calcula utilizando el albedo $a$ mediante la siguiente fórmula:

Por lo tanto, en este caso, la cantidad de radiación solar absorbida es:

$ I_{ev} = (1- a_e ) I_{sev} $

Condiciones

Variables

$a_e$

Albedo de la superficie de la tierra

$-$

$I_{ev}$

Intensidad VIS absorbida por la tierra

$W/m^2$

$I_{sev}$

Intensidad VIS que llega a la superficie de la tierra

$W/m^2$

Relación

siendo $a_e$ el albedo de la Tierra.

Con un albedo de $a_e\sim 0.125$ y una radiación solar incidente de $(1-\gamma_v)I_s\sim 184,W/m^2$, se tiene que $I_{ev}\sim 161,W/m^2$ es la cantidad de radiación solar absorbida por la Tierra. Esto corresponde al 47% de la radiación solar incidente.

ID:(4675, 0)

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La reflexión de onda corta corresponde a la suma de lo que refleja la atmósfera (unos 79 W/m2) y la superficie de la tierra (unos 23 W/m2) lo que corresponde unos 102 W/m2 lo que es algo superior a los 97 W/m2 que indican las estimaciones.

En la curva estacional se observan valores sobre el valor esperado alrededor del inicio del año lo que podría corresponder al incremento del albedo por efecto de nieve en el hemisferio norte.

ID:(9290, 0)

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La reflexión en onda corta (luz visible) se origina tanto en la superficie como en las nubes. Al ser la primera solo del orden de 23,W/m^2 y la segunda del orden de 169,W/m^2 dominara en la zona de alta radiación solar el efecto de la atmósfera. Por ello se observa en la distribución de radiación de onda corta en función de la latitud:

una baja en las zonas aledañas al ecuador. Esto es en las zonas en las celdas de Hardley en que existe una baja cobertura y por ello una menor reflexión. Esto cambia hacia los polos en que la radiación en si disminuye al igual que la cobertura pero aumenta dramáticamente el albedo y con ello la reflexión por parte del hielo de las capas polares.

ID:(9285, 0)