agrometeorologia clase2 radiacion

7/29/2019 agrometeorologia clase2 radiacion

1/15

BORRA

DOR

Clase 2 Radiacin solar y terrestre.

Juan Inzunza Ciencias Integradas1

CLASE 2. RADIACIN SOLAR Y TERRESTRE.

El Sol es la principal fuente de energa para todos los procesos en el sistema tierra -

atmsfera - ocano, ms del 99.9 % de la energa que este sistema recibe proviene

del Sol. La superficie de la Tierra, suelos y ocanos, y tambin la atmsfera, absor-

ben energa solar y la reirradian en forma de calor en todas direcciones. En este ca-

ptulo se analizan las diferentes formas de transferencia de calor, la distribucin de

energa recibida del Sol, la energa emitida por la Tierra y por los gases de la at-

msfera y como se produce el intercambio y balance de energa en el sistema at-

mosfrico.

3.1 CALOR Y TEMPERATURA.Calor y temperatura son conceptos que en el lenguaje cotidiano se confunden, pero

son diferentes. Por ejemplo la frase uuuufff, que hace calor es una expresin co-mn para referirnos al concepto de temperatura, a pesar de que mencionamos la

palabra calor.

La temperatura es una magnitud fsica que se refiere a la sensacin de fro o calien-

te al tocar alguna sustancia. En cambio el calor es una transferencia de energa de

una parte a otra de un cuerpo, o entre diferentes cuerpos, producida por una dife-

rencia de temperatura. El calor es energa en trnsito; siempre fluye de una zona de

mayor temperatura a otra de menor temperatura, con lo que eleva la temperatura de

la zona mas fra y reduce la de la zona mas clida, siempre que el volumen de los

cuerpos se mantenga constante. La energa no fluye desde un objeto de temperatura

baja a otro de temperatura alta si no se realiza trabajo. La materia esta formada por

tomos o molculas que estn en constante movimiento, por lo tanto tienen energa

de movimiento, llamada energa cintica. Los continuos choques entre los tomos o

molculas transforman parte de la energa cintica en calor, cambiando la tempera-

tura del cuerpo.

Calor.El calor se define como la energa cintica total de todos los tomos o molculas

de una sustancia. En el Sistema Internacional (SI), el calor se mide en Joule, J.Otra unidad comn de energa es la calora, cal.

Temperatura.La temperatura es una medida de la energa cintica promedio de los tomos ymolculas individuales de una sustancia. Cuando se agrega calor a una sustancia,


2/15

BORRA

DOR



sus tomos se mueven ms rpido y su temperatura se eleva, o viceversa. La tempe-

ratura se mide en grados Celsius, C, o en el SI en Kelvin, K.

Entonces queda claro que calor y temperatura son conceptos diferentes, pero ambos

estn relacionados. Cuando dos cuerpos que tienen distintas temperaturas se ponen

en contacto entre s, se produce una transferencia de calor (energa) desde el cuer-po de mayor temperatura al de menor temperatura. La transferencia de calor se

puede realizar por tres mecanismos fsicos: conduccin, conveccin y radiacin,

que se ilustran en la figura 3.1. Aunque estos tres procesos de transferencia de calor

los describimos en forma separada, actan simultneamente en el sistema Tierra -

Atmsfera - Ocano, transfiriendo calor entre la superficie de la Tierra (tanto del

suelo como del mar) a la atmsfera.

Conduccin.

Transferencia de calor a travs de la materia por actividad molecular, por choquede unas molculas con otras, con un flujo desde las temperaturas ms altas a las

ms bajas. Los buenos conductores de calor son los metales. El aire es un mal con-

ductor del calor. Por lo tanto la conduccin de calor es importante slo entre la su-

perficie terrestre y el aire en contacto inmediato con la superficie. Los objetos ma-

los conductores como el aire o plsticos se llaman aislantes.

Figura 3.1. Procesos de transferencia de calor.

Conveccin.Transferencia de calor por movimiento de masa o circulacin dentro de la sustan-

cia, slo se produce en lquidos y gases donde los tomos y molculas son libres de

moverse en el medio. La mayor parte del calor ganado en las capas bajas de la at-


3/15

BORRA

DOR



msfera por conduccin y radiacin, es transportado a otras capas o regiones por

conveccin.

En el caso de la conveccin en la atmsfera (y los ocanos) el aire puede moverse

horizontal y verticalmente. En meteorologa al movimiento del aire se llama con-veccin si es vertical hacia arriba, subsidencia si es vertical hacia abajo y advec-cin si es horizontal.

Radiacin.La radiacin es transferencia de energa porondas electromagnticas, se producedirectamente desde la fuente hacia afuera en todas las direcciones. La radiacin es

un proceso de transmisin de ondas o partculas a travs del espacio o de algn me-

dio. Todas las formas de radiacin son producidas por cargas aceleradas. Diferente

a los casos anteriores, las ondas electromagnticas no necesitan un medio material

para propagarse. As, estas ondas pueden atravesar el espacio interplanetario e in-terestelar y llegar a la Tierra desde el Sol y las estrellas. La longitud de onda () y

la frecuencia () de las ondas electromagnticas, relacionadas mediante la expre-

sin = c, son importantes para determinar su energa, su visibilidad, su poder de

penetracin y otras caractersticas. Independientemente de su frecuencia y longitud

de onda, todas las ondas electromagnticas se desplazan en el vaco a una velocidad

c = 299.792 km/s.

La radiacin electromagntica es independiente de la materia para su propagacin;

sin embargo, la velocidad, intensidad y direccin de su flujo de energa se ven in-fluidos por la presencia de materia. Esta radiacin abarca una gran variedad de

energas. La radiacin electromagntica con energa suficiente para provocar cam-

bios en los tomos sobre los que incide se denomina radiacin ionizante. La radia-

cin de partculas tambin puede ser ionizante si tiene suficiente energa. Algunos

ejemplos de radiacin de partculas son los rayos csmicos, los rayos alfa o los ra-

yos beta. Los rayos csmicos son chorros de ncleos cargados positivamente, en sumayora ncleos de hidrgeno (protones). Los rayos csmicos tambin pueden estar

formados por electrones, rayos gamma, piones y muones. Los rayos alfa son cho-rros de ncleos de helio positivamente cargados, generalmente procedentes de ma-

teriales radiactivos. Los rayos beta son corrientes de electrones, tambin proceden-tes de fuentes radiactivas. La radiacin ionizante tiene propiedades penetrantes,

importantes en el estudio y utilizacin de materiales radiactivos. Los rayos alfa de

origen natural son frenados por un par de hojas de papel o unos guantes de goma.

Los rayos beta son detenidos por unos pocos centmetros de madera. Los rayos

gamma y los rayos X, segn sus energas, exigen un blindaje grueso de material

pesado como hierro, plomo u hormign, como se muestra en la figura 3.2. Tambin


4/15

BORRA

DOR



existe la radiacin mecnica, que corresponde a ondas que slo se transmiten a tra-

vs de la materia, como las ondas de sonido.

Figura 3.2 Poder de penetracin de la radiacin electromagntica.

3.2 ESPECTRO DE RADIACIN.La radiacin electromagntica, son ondas producidas por la oscilacin o la acelera-

cin de una carga elctrica. Las ondas electromagnticas tienen componentes elc-

tricos y magnticos. Las ondas electromagnticas viajan en el vaco a la rapidez de

la luz c, transportando energa y cantidad de movimiento desde alguna fuente a un

receptor. Existen muchas formas de ondas electromagnticas que se distinguen por

sus frecuencias y longitudes de onda, que varan en un amplio rango, como se

muestra en la figura 3.3, definiendo el espectro electromagntico. Esta variacin es

porque las fuentes que producen las ondas son completamente diferentes. El espec-

tro electromagntico no tiene definidos lmites superior ni inferior. La luz, llamadatambin luz visible o luz blanca, es uno de los componentes del espectro electro-magntico, y se define como aquella parte del espectro de radiacin que puede per-

cibir la sensibilidad del ojo humano.

La radiacin electromagntica se puede ordenar en un espectro que se extiendedesde longitudes de onda corta de billonsimas de metro (frecuencias muy altas)

hasta longitudes de onda larga de muchos kilmetros (frecuencias muy bajas). La

luz visible es slo una pequea parte del espectro electromagntico. Por orden cre-

ciente de longitudes de onda (o decreciente de frecuencias), el espectro electro-

magntico est compuesto por rayos gamma, rayos X duros y blandos, radiacin

ultravioleta, luz visible, rayos infrarrojos, microondas y ondas de radio. Los rayos


5/15

BORRA

DOR



gamma y los rayos X duros tienen una longitud de onda de entre 5x10-6

y 5x10-4

micrmetros (un micrmetro, smbolo m, es una millonsima de metro). Los ra-

yos X blandos se superponen con la radiacin ultravioleta en longitudes de onda

prximas a los 5x10-2

m. La regin ultravioleta, a su vez, da paso a la luz visible,

que va aproximadamente desde 0.4 hasta 0.8 m. Los rayos infrarrojos se mezclancon las frecuencias de radio de microondas, entre los 100 y 400 m. Desde esta

longitud de onda hasta unos 15.000 m, el espectro est ocupado por las diferentes

ondas de radio; ms all de la zona de radio, el espectro entra en las bajas frecuen-

cias, cuyas longitudes de onda llegan a medirse en decenas de miles de kilmetros

(figura 3.3).

Figura 3.3 Espectro electromagntico.

La radiacin del Sol es emitida en todas las longitudes de onda, pero tiene un

mximo en la regin de luz visible. La luz visible est compuesta por varios colo-

res, que cuando se mezclan forman la luz blanca, por lo que tambin se le da ese

nombre. Cada uno de los colores tiene una longitud de onda especfica, con lmites

entre 0.43 y 0.69 m. Considerando desde las longitudes de onda ms cortas a las

ms largas, los diferentes colores tienen los valores centrales de longitudes de onda

que se indican en la tabla 3.1.

Estos colores estn dentro de un rango de longitudes de onda, por ejemplo el viole-ta esta en el rango entre 0.4 y 0.45 m. Son los colores que forman el arcoiris, que

se muestra en la figura 3.4. En sus extremos se tienen el ultravioleta y el infrarrojo.

La mayor cantidad de energa radiante del Sol se concentra en el rango de longitu-

des de onda del visible y visible cercano del espectro, con las siguientes proporcio-

nes: luz visible 43%, infrarrojo cercano 49%, ultravioleta 7%, y el 1% restante en

otros rangos, como se puede ver en la figura 3.5 mas adelante.


6/15

BORRA

DOR



Tabla 3.1 Colores del espectro visible y sus extremos.

Color (m)

Ultravioleta < 0.35

Violeta 0.4

Azul 0.45Verde 0.5

Amarillo 0.55

Naranjo 0.6

Rojo 0.7

Infrarrojo > 0.75

Figura 3.4 El arcoiris.

3.3 LEYES DE RADIACIN.Para entender mejor como la energa radiante del Sol interacta con la Atmsfera

de la Tierra y su superficie, se deben conocer las leyes bsicas de radiacin. Como

las tcnicas matemticas estn fuera del propsito del curso, estas leyes las enun-

ciamos cualitativamente. Son las siguientes:

1. Todos los objetos emiten energa radiante, cualquiera sea su temperatura, por

ejemplo el Sol, la Tierra, la atmsfera, los Polos, las personas, etc.

2. Los objetos con mayor temperatura radian ms energa total por unidad de rea

que los objetos ms fros. Por ejemplo el Sol con una temperatura media de

6000 K en su superficie, emite 1.6x105

(6000/300)4

veces ms energa que la

Tierra con una temperatura media en superficie de 290 K = 17 C (figura 3.5).


7/15

BORRA

DOR



3. Los cuerpos con mayor temperatura emiten un mximo de radiacin en longitu-

des de ondas, , ms cortas. Por ejemplo el mximo de energa radiante del Sol

se produce para longitudes de onda 0.5 m, para la Tierra en 10 m (fi-

gura 3.5).

4. Los objetos que son buenos absorbedores de radiacin son tambin buenos emi-

sores. Este es un principio importante para comprender el calentamiento en la

atmsfera, porque sus gases son absorbedores y emisores selectivos en longitud

de onda. As, la atmsfera es aproximadamente transparente (no absorbe) a cier-

tas longitudes de onda de radiacin y aproximadamente opaca (buen absorbe-

dor) en otras longitudes de onda. Por ejemplo es transparente a la luz visible,

que llega a la superficie. La nieve es tambin absorbedor selectivo: es mal ab-

sorbedor de la luz visible ya que refleja 90% y es buen absorbedor (y emisor)

de la radiacin infrarroja de longitud de onda larga.

Figura 3.4 Esquema de la cantidad de radiacin solar y terrestre.

Un absorbedor perfecto se llama cuerpo negro, que se define como un objetoideal que absorbe toda la radiacin que llega a su superficie. No se conoce ningn

objeto as, aunque una superficie de negro de carbono puede llegar a absorber

aproximadamente un 97% de la radiacin incidente. El Sol, la Tierra, la nieve, etc,

bajo ciertas condiciones se comportan como un cuerpo negro. En teora, un cuerpo

negro sera tambin un emisor perfecto de radiacin, y emitira a cualquier

temperatura la mxima cantidad de energa disponible. A una temperatura dada,

emitira una cantidad definida de energa en cada longitud de onda. A raz del fra-

caso de los intentos de calcular la radiacin de un cuerpo negro ideal segn la fsica


8/15

BORRA

DOR



intentos de calcular la radiacin de un cuerpo negro ideal segn la fsica clsica, se

desarrollaron por primera vez los conceptos bsicos de la teora cuntica.

3.4 RADIACION SOLAR ENTRANTE.La radiacin solar que llega al sistema tierra - atmsfera, se conoce tambin con el

nombre de radiacin de onda corta, por los valores de longitud de onda en los que

se concentra el mximo de emisin de energa solar. La atmsfera es mayormente

transparente a la radiacin solar entrante. Considerando, como se ilustra en la figu-

ra 3.6, que al tope de la atmsfera llega un 100 % de radiacin solar, slo un 25%llega directamente a la superficie de la Tierra y un 26% es dispersado por la

atmsfera como radiacin difusa hacia la superficie, esto hace que un 51 % deradiacin llegue a la superficie terrestre. Un 19 % es absorbido por las nubes ygases atmosfricos. El otro 30 % se pierde hacia el espacio, de esto la atmsferadispersa un 6 %, las nubes reflejan un 20 % y el suelo refleja el otro 4 %. Entonces

la radiacin solar que llega a la atmsfera puede ser dispersada, reflejada oabsorbida por sus componentes. Esto depende de la longitud de onda de la energa

transmitida y del tamao y naturaleza de la sustancia que modifica la radiacin.

Figura 3.6 Distribucin de la radiacin en el sistema tierra atmsfera.

Dispersin.La radiacin solar viaja en lnea recta, pero los gases y partculas en la atmsfera

pueden desviar esta energa, lo que se llama dispersin. Esto explica como un rea

con sombra o pieza sin luz solar este iluminada, le llega luz difusa o radiacin difu-

sa. El 26 % de radiacin difusa desde la atmsfera llega a la tierra.


9/15

BORRA

DOR



Los gases de la atmsfera dispersan mas efectivamente las longitudes de onda ms

cortas (violeta y azul) que en longitudes de onda ms largas (naranjo y rojo). Esto

explica el color azul del cielo y los colores rojo y naranjo del amanecer y atardecer,

como se ve en la figura 3.7. Cuando amanece o anochece, la radiacin solar recorre

un mayor espesor de atmsfera y la luz azul y violeta es dispersada hacia el espacio

exterior, pasando mayor cantidad de luz roja y naranja hacia la Tierra, lo que da el

color del cielo a esas horas.

Figura 3.7 Color del cielo al anochecer.

Las partculas ms grandes asociadas con niebla, smog o bruma tambin dispersan

luz en longitudes de onda tal que el cielo se ve del blanco al gris. La dispersin de

la luz solar por gotas de agua, bruma o partculas de polvo hacen posible observar

bandas de luz solar llamadas rayos crepusculares, que se ven por ejemplo cuandola luz solar cruza los claros entre las nubes, como se puede apreciar en la figura 3.8.

Figura 3.8 Rayos crepusculares.

En resumen el color del cielo da una idea del nmero y tamao de las partculas en

la atmsfera: partculas pequeas producen atardeceres rojizos, partculas grandes

cielo blanco, con aire claro el cielo se ve azul - celeste.


10/15

BORRA

DOR



Reflexin.Aproximadamente el 30 % de la energa solar que llega al tope de la atmsfera es

reflejada al espacio, como se muestra en la figura 3.6, con un 20% reflejado por las

nubes, 6% desde la atmsfera y un 4% desde la superficie de la tierra. Esta energa

se pierde y no interviene en el calentamiento de la atmsfera. La fraccin de la ra-

diacin reflejada por la superficie de la tierra o cualquier otra superficie, se llama

albedo, por lo tanto el albedo planetario es en promedio de un 30 %.

El albedo es variable de un lugar a otro y de un instante a otro, depende de la cober-

tura nubosa, naturaleza de la superficie, inclinacin de los rayos solares, partculas

en el aire, etc. Las nubes contribuyen con un alto porcentaje de albedo (~ 20 %), se

nota en las noches apuntando con una linterna a la niebla como esta brilla. La Luna

tiene slo un 7 % de albedo, porque no tiene atmsfera y en las noches de luna lle-

na da un buen brillo, pero la Tierra brilla an ms sobre la noche lunar, por lo que

en la Luna las noches de tierra llena son mas claras que en la Tierra las noches deluna llena. En la tabla 3.2 se da el albedo de algunas superficies comunes.

Tabla 3.2 Valores tpicos de albedo.

SUPERFICIE ALBEDO %Nieve fresca 80-85

Arena 20-30

Pasto 20-25

Bosque 5-10

Suelo seco 15-25

Agua (sol cerca del horizonte) 50-80Agua (sol cerca del cenit) 3-5

Nube gruesa 70-80

Nube delgada 25-30

Tierra y atmsfera global 30

Absorcin.Los gases de la atmsfera son absorbedores selectivos de radiacin solar, es decir

que absorben gran cantidad para algunas longitudes de onda, moderadas en otras y

muy poca en otras. Cuando un gas absorbe energa, esta se transforma en movi-

miento molecular interno que produce un aumento de temperatura. Los gases que

son buenos absorbedores de radiacin solar son importantes en el calentamiento de

la atmsfera.

En la figura 3.9 se muestra la absorsibidad de diversos gases en la atmsfera para

diferentes longitudes de onda, se observa que el nitrgeno es mal absorbedor de

radiacin solar, el oxigeno y el ozono son buenos absorbedores de radiacin ultra-


11/15

BORRA

DOR



violeta en < 0,29 m, el vapor de agua es buen absorbedor en longitudes de onda

mas larga. Para la atmsfera total ningn gas es un efectivo absorbedor de radia-

cin en longitudes de onda entre 0.3 y 0.7 m, por lo que se tiene un vaco en la

regin de luz visible, que corresponde a una gran fraccin de la radiacin solar. Es-

to explica porque la radiacin visible llega a la Tierra y se dice que la atmsfera estransparente a la radiacin solar entrante.

Figura 3.9 Absorcin de radiacin por diferentes gases de la atmsfera.

3.5 RADIACIN TERRESTRE SALIENTE.La energa solar directa no es un efectivo calentador de la atmsfera, sino que, co-

mo veremos ahora, esta es calentada por contraradiacin desde la Tierra, generando

la dinmica de la mquina del tiempo.

Como ya mostramos en la figura 3.6, aproximadamente el 51% de la energa solar

que alcanza el tope de la atmsfera, llega a la superficie de la Tierra directa o indi-

rectamente y es absorbida en el suelo. La mayor parte de esta energa es reirradiada

hacia el cielo. Pero como la Tierra tiene una temperatura mucho menor que la delSol, la radiacin terrestre es emitida en longitudes de onda mucho ms larga que la

radiacin solar de onda corta. La radiacin terrestre se emite en longitudes de onda

comprendida entre 1 y 30 m, dentro del rango infrarrojo del espectro, con un

mximo en 10 m (figura 3.5), por esta razn se llama tambin radiacin de onda

larga o radiacin infrarroja.


12/15

BORRA

DOR



Algunos gases de la atmsfera pueden absorber parte de la radiacin que la Tierra

emite al espacio, evitando que esta se pierda hacia el espacio exterior. Este efecto

se muestra en la figura 3.9, donde se observa que el vapor de agua y el dixido de

carbono son importantes absorbedores de radiacin en el infrarrojo. El vapor de

agua absorbe aproximadamente cinco veces ms radiacin terrestre que todos los

otros gases combinados, contribuyendo a elevar la temperatura de la baja troposfe-

ra, lugar donde se desarrolla la vida. Notar sin embargo de la figura 3.9 que en la

banda entre 8 y 11 m la atmsfera absorbe muy poca radiacin de onda larga, co-

mo tambin el vapor de agua y el CO2. Esta regin se llama ventana atmosfrica

debido a que en esa longitud de onda la atmsfera no absorbe radiacin, la que se

escapa al espacio exterior.

Entonces, la atmsfera es transparente a la radiacin de onda corta del Sol, pero

absorbe la radiacin terrestre de onda larga, por lo tanto la atmsfera no es calenta-

da por la radiacin solar, sino que se calienta desde el suelo hacia arriba. Mientrasms lejos se est del radiador (la superficie de la Tierra), es mas fra, esto explica la

disminucin de la temperatura con la altura en la troposfera, que en promedio es de

-6.5 C/km, conocido como el gradiente normal de temperatura.

3.5.1 Efecto invernadero natural.La temperatura media de la atmsfera es del orden de -20 C. La Tierra tiene una

temperatura media del orden de 17 C. Esta mayor temperatura de la Tierra se debe

a que la atmsfera absorbe radiacin terrestre y se calienta, reirradia energa, que es

reabsorbida por los gases de la atmsfera, que nuevamente la emiten hacia la tierra

donde es absorbida por la superficie. As la superficie de la Tierra esta continua-

mente recibiendo energa desde la atmsfera y del Sol. Este proceso repetitivo hace

que la temperatura media de la Tierra sea aproximadamente 35 C mayor que si no

tuviera atmsfera: es el efecto invernadero natural. Se llama as por su similitud

con los invernaderos agrcolas: el vidrio de un invernadero deja entrar la radiacin

de onda corta del Sol que calienta los objetos adentro, estos a su vez emiten radia-

cin en onda larga a la cual el vidrio es opaco y el calor queda atrapado en el inver-

nadero. La luna sin atmsfera y casi a la misma distancia del Sol que la tierra, tiene

una temperatura media 35 C menor que la tierra, porque no tiene efecto invernade-

ro natural.

Las nubes, el vapor de agua y el dixido de carbono absorben radiacin de onda

larga y ayudan a mantener la temperatura de la superficie terrestre, especialmente

en la noche. Una cubierta de nube absorbe radiacin de onda larga y la reemite

hacia la superficie en la noche, pero en las noches con cielos despejados la radia-

cin escapa al espacio, haciendo disminuir mas la temperatura nocturna. Las no-


13/15

BORRA

DOR



ches con cielos despejados son mas heladas que las con cielo nublado, por el con-

trario durante los das nublados, las mximas temperaturas son menores que con

cielo despejados, ya que las nubes impiden el paso de la radiacin solar directa. Por

ejemplo los desiertos son muy clidos en el da y muy fros en la noche por causa

de este efecto.

3.6 BALANCE DE CALOR.La Tierra tiene una temperatura media constante en el tiempo, por lo que existe un

balance entre la cantidad de radiacin solar entrante y la radiacin terrestre saliente,

sino se calentara o enfriara continuamente. Por otra parte algunas regiones del

planeta reciben mas radiacin solar que otras, pero la radiacin terrestre saliente es

aproximadamente la misma en cualquier lugar del planeta. Por lo tanto debe existir

un balance de calor, que se produce en dos formas:

1. Balance de energa total tierra/atmsfera. La cantidad de energa que llega a lasuperficie de la Tierra desde el Sol y desde la atmsfera, tiene que ser igual a la

cantidad de energa que se refleja desde la superficie mas la que emite la Tierra

al espacio. Este balance se ilustra en la figura 3.10, donde la suma de los valores

de energa entrante es igual a la suma de los valores de energa saliente.

Figura 3.10 Balance de radiacin de onda corta y de onda larga.

2. Balance de energa entre diferentes zonas del planeta. En promedio la zona lati-

tudinal entre 35N y 35S reciben mas energa que la que pierden y lo contrario

ocurre en zonas polares, como se ve en la figura 3.11. En esta figura lo som-

breado en rojo es el exceso de calor y lo sombreado en azul el dficit. Es cono-


14/15

BORRA

DOR



cido que las zonas centradas en el ecuador son las regiones ms clidas del pla-

neta, lo contrario se produce en altas latitudes, donde se pierde mas calor por

emisin de radiacin de onda larga que la recibida en onda corta del Sol. Pero

estas zonas no se calientan ni enfran continuamente, por lo que existe un trans-

porte de calor desde las regiones con exceso a las regiones con dficit de calor.

Es un transporte desde el ecuador hacia los polos y viceversa, que lo realizan la

atmsfera y los ocanos a travs de los vientos y las corrientes en tres formas:

a) Se consume calor sensible en la evaporacin en los trpicos, el vapor de agua es

transportado hacia los polos por los vientos y liberado como calor latente cuan-

do se produce la condensacin del vapor para formar las nubes.

b) Calor transportado por las corrientes ocenicas clidas hacia los polos (por

ejemplo corriente de Brasil) y transporte de fro desde altas latitudes hacia zonas

ecuatoriales por las corrientes fras (por ejemplo corriente de Humboldt frente aChile).

c) La circulacin general de la atmsfera participa en el balance de calor con los

grandes sistemas de vientos, huracanes y ciclones que transportan calor desde

zonas tropicales hacia los polos y fro desde zonas polares hacia el ecuador.

Figura 3.11 Balance del calor.

En resumen, la energa recibida y emitida por el sistema tierra - atmsfera es la

misma, hay ganancia de energa entre los trpicos y prdida en zonas polares, el

exceso y dficit es balanceado por la circulacin general de la atmsfera y de los

ocanos. Adems el balance de radiacin de un lugar dado sufre variaciones con lacobertura nubosa, composicin de la atmsfera, el ngulo de incidencia del Sol y la

longitud del da. As las reas de exceso y dficit de energa migran estacionalmen-

te con los cambios en la longitud del da y del ngulo de inclinacin del Sol. En la

tabla 3.3 se resume el balance de radiacin en unidades de energa, de acuerdo a la

figura 3.10.


15/15

BORRA

DOR



Tabla 3.3 Balance de radiacin.

ENTRANTE SALIENTEBalance de calor de la superficie de la tierra

Radiacin solar 51 Radiacin terrestre 116

Radiacin atmosfrica 95 Evaporacin 23

Conduccin/conveccin 7

Total 146 Total 146Balance de calor de la atmsfera

Radiacin solar 19 Radiacin al espacio 64

Condensacin 23 Radiacin a la superficie 95Radiacin terrestre 110

Conduccin 7

Total 159 Total 159Balance de calor planetario

Radiacin solar 100 Reflejada y dispersada 30

Radiacin de atmsfera al espacio 64

Radiacin de la tierra al espacio 6

Total 100 Total 100

PREGUNTAS.

1. Analizar las diferencias entre los conceptos de calor y temperatura.

2. Describir los mecanismos bsicos de transferencia de calor.

3. Comparar las radiaciones visible, infrarrojo y ultravioleta.

4. Explicar las leyes de radiacin.

5. Explicar como se produce la dispersin de radiacin solar en la atmsfera.

6. Explicar la formacin de los diferentes matices de colores del cielo.

7. Que factores influyen en el albedo?

8. Explicar las diferencias entre la radiacin solar y la terrestre.

9. Por qu la atmsfera de la tierra acta como un invernadero?

10. Qu mecanismos regulan el contraste de calor entre los trpicos y las zonas

polares?

Documents

agrometeorologia clase2 radiacion