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El sistema climático terrestre
Lección 4
Información climática básica
Energía radiativa y calorífica
El Primer Principio de la Termodinámica,
aplicado a la Tierra como sistema, nos dice
que,
∆ET = Q – W
la Energía Total (∆ET) del sistema
varía en función de la diferencia entre el
Calor Transferido por la radiación solar (Q)
y el Trabajo realizado por los elementos del
sistema (W):
•
•
•
•
Circulación atmosférica
Corrientes marinas
Cambios de estado del agua
Producción de biomasa en la Biosfera
Energía radiativa y calorífica
El planeta Tierra se puede concebir como un
sistema termodinámico que…
…recibe energía del Sol,…
ENERGIA
RADIATIVA
…realiza un trabajo y…
…emite energía degradada en forma de calor al
espacio exterior,…
El comportamiento del sistema Tierra podría
asimilarse a una estructura disipativa de calor que se
mantiene en un estado de equilibrio termodinámico
con una temperatura constante.
Las propiedades de estos sistemas sólo dependen
de factores intrínsecos al sistema que determinan su
evolución, siempre y cuando estén libres de
influencias externas.
ENERGIA
CALORÍFICA
Energía
emitida por
un cuerpo
negro
Energía radiativa y calorífica
MODELO DE RADIACIÓN SOLAR INCIDENTE Y RADIACIÓN TERRESTRE EMITIDA
La temperatura de la Tierra está determinada por el
balance entre:
• Radiación solar absorbida:
σ0·(1-α)·π·r2
• Radiación terrestre emitida:
σ·T4·4·π·r2
TIERRA
SOL
T = Temperatura de la Tierra (K). [1 K = ºC + 273]
α = Albedo terrestre (≈ 0.3)
σ0 = cte. Solar (1360 W·m-2 = 1.95 cal·cm-2·min)
σ = cte. de Stefan-Boltzmann (5.67·10-8 W·m-2·K-4)
AU = Unidad astronómica
Si la Temperatura de la Tierra permanece constante, la cantidad de energía solar
que absorbe debe ser igual a la cantidad de calor que emite.
Energía radiativa y calorífica
Dado que la Temperatura Global de la Tierra permanece constante (14º C),
podríamos igualar ambas ecuaciones y despejar el valor de la temperatura que
corresponde a la cantidad de energía solar absorbida por la Tierra.
σ0·(1-α)·π·r2 = σ·T4·4·π·r2
𝑇𝑇 =
4
𝜎𝜎0 � 1 − 𝛼𝛼
𝜎𝜎 � 4
Como resultado se obtiene un valor de 254,5 K = -18,5º C.
Este resultado es el que cabría esperar en función de la distancia que separa la
Tierra del Sol y si la Tierra fuera un sistema inerte, desprovisto de su envueltas
fluidas.
El trabajo que ejercen la Atmósfera y la Hidrosfera principalmente y las
contribución de la Biosfera y la Geosfera elevan la temperatura terrestre 32,5º C.
Energía radiativa y calorífica
Pero, la Energía Total no permite
caracterizar por completo un sistema
macroscópico como la Tierra.
Aunque el valor medio de la
temperatura de la Tierra es de 14ºC, su
distribución no es homogénea, sino que
varía entre los -90ºC en las zonas más
frías y los 60ºC que alcanzan los
desiertos, adquiriendo diferentes valores
intermedios en función del tipo de
medio.
TEMPERATURA
Energía radiativa y calorífica
LATITUD
Las masas oceánicas y continentales
se comportan como sistemas
termodinámicos
abiertos
que
pueden
presentar
diferentes
distribuciones de niveles de energía
sin que varíe la Energía Total del
sistema.
L
A
T
I
T
U
D
OROGRAFÍA
• Elevación
• Orientación
• Pendiente
Energía radiativa y calorífica
JULIO
ENERO
Además, estos patrones de distribución espacial de energía presentan también
patrones de variación temporal.
Energía radiativa y calorífica
La Entropía es una magnitud
termodinámica que representa
el grado de desorden de un
sistema.
A nivel macroscópico, el
orden intrínseco que muestran
ciertas propiedades como la
temperatura de la Tierra
dependen de las restricciones
impuestas al sistema.
El mapa representa la variación de la temperatura del aire (ºC)
sobre la superficie del mar y de los continentes.
Así, la variación de la Temperatura del aire sobre el Atlán- Se han superpuesto isolíneas que representan valores de
tico sigue el mismo patrón que Irradiancia (kcal·cm-2·año).
la Irradiancia.
Balance de radiación en un contexto geográfico
Los movimientos orbitales del
planeta y su esfericidad determinan
los patrones de variación latitudinal
y estacional de la radiación e
insolación terrestre que explican el
orden intrínseco que muestran
ciertas propiedades del sistema
Tierra, como la gran diversidad de
climas y la distribución geográfica
de los seres vivos.
Los factores que condicionan la
insolación terrestre son:
• El movimiento de traslación
• El movimiento de rotación
• La inclinación del eje de rotación
• La propia esfericidad del planeta
Esfericidad
y radiación
Simulador
orbital
δ = + 23,45º
δ = 0º
66,5º
90º
23,5º Polo Norte
47,0º Círculo Polar
Trópico de
Cáncer
Ártico
90º
Ecuador
Trópico de
Cáncer
http://solardat.uoregon.edu/EducationalMaterial.html
66,5º
Ecuador
66,5º Trópico de
Trópico de
Capricornio
43,0º
0,0º Círculo Polar Antático
Ángulo de
inclinación del eje
de rotación 23º 26’
Capricornio
N
22 SEP
Equinoccio de Otoño
δ = - 23,45º
0,0º
43,0º
Círculo Polar Ártico
Trópico de
Cáncer
Ecuador
66,5º
90º
Trópico de
21 JUN
Solsticio
de verano
22 DIC
Solsticio
de invierno
21 MAR
Equinocio de Primavera
Capricornio
Círculo Polar
Antático
Modelo
orbital
SolTierra
Mediodía del solsticio de verano
Mediodía del equinoccio de otoño y de primavera
Polo Sur
47,0º
23,5º
Mediodía del solsticio de invierno
Ψ de Aries
Balance de radiación en un contexto geográfico
VARIACIÓN LATITUDINAL Y ESTACIONAL DE LA INSOLACIÓN
El gráfico representa la variación latitudinal y temporal de la insolación terrestre. En el eje temporal se representan
los meses, señalando los momentos en que se producen los solsticios y los equinocios.
Mínimo
Solsticio invierno: 22-DIC
Máximo
En el hemisferio Norte
el máximo del equinoccio de primavera es
menor que el máximo
del equinoccio de otoño
Solsticio verano: 21-JUN
Equinoccio primavera: 21-MAR
Equinoccio otoño: 21-SEP
El Ecuador presenta dos periodos de máxima insolación en los equinoccios y dos periodos mínimos en los solsticios.
Desde el Ecuador, todas las latitudes comprendidas entre los Trópicos de Cáncer y de Capricornio poseen dos
máximos y dos mínimos, pero un máximo domina en mayor grado a medida que nos acercamos a un Trópico u otro.
Balance de radiación en un contexto geográfico
VARIACIÓN LATITUDINAL Y ESTACIONAL DE LA INSOLACIÓN
Mínimo
Máximo
Solsticio invierno: 22-DIC
Solsticio verano: 21-JUN
Equinoccio primavera: 21-MAR
Equinoccio otoño: 21-SEP
Desde el Trópico de Cancer hacia el Círculo Polar Artico hay un ciclo anual de insolación continuo, con un
mínimo en el solsticio de invierno y un máximo en el solsticio de verano. En el hemisferio Sur ocurre lo contrario.
En los Polos hay un ciclo de insolación continuo que dura seis meses. En el Polo Norte comienza en el equinoccio
de primavera y termina en el equinoccio de otoño, mientras que en el Polo Sur se produce desde el solsticio de
verano al solsticio de invierno.
Balance de radiación en un contexto geográfico
Relación entre la variación mensual de la Radiación Solar Global Diaria en el límite de la
Atmósfera (Daily global ETR) y de la duración del día (Daily hours).
11500
Daily global ETR
Daily hours
11500
13:55:12
13:26:24
10500
Relación entre insolación y radiación
y = -105030x2 + 143166x - 36186
r² = 0,9989
10500
12:57:36
8500
12:00:00
11:31:12
7500
9500
W/m2
12:28:48
Nº horas
W/m2
9500
3
4
2
10:33:36
5500
10:04:48
1
2
3
4
5
6
7
Meses
8
9
10 11 12
6500
5500
10:04
1
12
Laboratorio
de raciación
solar
10
Depto. de
aplicaciones
astronómicas
11
10:33
7
9
11:02:24
6500
6
8
8500
7500
5
11:02
11:31
12:00
12:28
12:57
13:26
13:55
Nº horas
La duración del día se ha estima como la diferencia entre la hora del Orto y del Ocaso.
Los datos se refieren temporalmente al año 2004 y espacialmente a las coordenadas geográficas de la rotonda del
Padre Ancheta en La Laguna (Tenerife).
Balance de radiación en un contexto geográfico
BALANCE DE RADIACIÓN NETA
342 Wm2 = 107 Wm2 + 235 Wm2
ESPACIO
ENERGÍA RADIATIVA
(Longitud de onda corta)
ENERGÍA CALORÍFICA
SOL
Radiación
solar
reflejada
107
Wm2
ENERGÍA RADIATIVA
(Longitud de onda larga)
Radiación de onda larga
emitida al espacio
Radiación
solar
incidente
40
342 Wm2
Radiación solar reflejada
30 + 77 = 107
Wm2
235
Ventana
atmosférica de
infrarrojos
Radiación solar
absorbida por la
atmósfera
Emisión de
radiación
infrarroja desde
la atmósfera
ENERGÍA CALORÍFICA
195
Emisión de calor desde la superficie
terrestre a través de ventanas:
390 – 350 = 40
67
77
Radiación solar
reflejada por nubes,
aerosoles y atmósfera
Calor latente
78
350
Emisión de calor desde la atmósfera:
24+78+67+350-324 = 195
Radiación
absorbida por
GEI
30
Radiación solar
reflejada por la
superficie
24
78
390
Térmicas Evapotranspi
168
Infrarrojos
emitidos
Calor sensible ración
desde
la
superficie
Radiación solar absorbida
por la superficie
TIERRA
Radiación solar absorbida por la
superficie terrestre:
342 – 67 – 77 – 30 = 168
324
Infrarrojos absorbidos
Radiación terrestre emitida al espacio
exterior
195 + 40 = 235
Balance de radiación en un contexto geográfico
ABSORCIÓN Y PÉRDIDA DE ENERGÍA TÉRMICA EN EL MAR
INTERCAMBIOS RADIATIVOS
Qb = σT4
Radiación de fondo
RADIACIÓN SOLAR
DISPERSA
(nubes y atmósfera)
RADIACIÓN SOLAR
DIRECTA
Radiación
incidente efectiva
QS
ENERGÍA CALORIFÍCIA
Evaporación
Qe = λE
RAD. SOLAR REFLEJADA
Calor sensible
Qh
Corrientes Qv
La cantidad neta de energía térmica que gana el mar, Qt, se estima sumando todos los términos
representados en el esquema, con sus signos correspondientes según sean ganancias o pérdidas:
Qt = Qs ± Qb − Qe ± Qh ± Qv
Balance de radiación en un contexto geográfico
ABSORCIÓN Y PÉRDIDA DE ENERGÍA TÉRMICA EN EL MAR
ABSORCIÓN DE LA LUZ SOLAR EN ELMEDIO MARINO
La zona fótica es
aquella en la que
penetra la luz del sol.
Su profundidad es
muy
variable
en
función de la turbidez
del agua.
Se llama nivel eufótico
a la profundidad en la
que la intensidad de la
luz queda reducida a
un 1% de la que ha
penetrado la superficie, el límite por
En
las
regiones
debajo del cual no
tropicales, de aguas
queda lugar para la
muy transparentes, el
fotosíntesis.
nivel eufótico puede
acercarse a los 200 m.
I z = I 0 e − kz
k = Coef. de extinción (m-1)
La intensidad de la luz
solar (I0) se atenúa
con la profundidad (Z)
conforme penetra en
el medio acuático
según la ley exponencial de Lambert-Beer.
I0
Dispersión
Z
Iz
Absorción
Coeficiente de extinción
del agua pura para
diferentes longitudes de
onda de la luz solar.
Balance de radiación en un contexto geográfico
TRANSPORTE GLOBAL DE ENERGÍA EN LA TIERRA
0
25
50
75
100%
2,5
300
Entrante
2,0
1,5
Déficit
6
1,0
4
0,5
2
0
90 80 70 60
50
40
30
Latitud (ºN)
20
10
Equ
200
100
0
Energía (W/m2)
Superávit
Saliente
Transporte de energía
hacia el Norte
(1027 kW)
Radiación anual (105 cal/cm2/año)
Porcentaje de la superficie del hemisferio
Las zonas ecuatoriales y tropicales reciben mayor
cantidad de energía solar que las zonas templadas y
boreales debido al soleamiento diferencial de la
superficie de la tierra.
Por término medio el Ecuador recibe cada año 2,5
veces más energía que los Polos. Sin embargo, no
existen unas diferencias latitudinales tan acentuadas en
la energía emitida por la tierra.
En ambos hemisferios se produzca un exceso de
energía desde el Ecuador hasta aproximadamente los 35º
de latitud y un déficit de energía desde esta latitud hasta
el Polo.
Las envueltas fluidas de la tierra tiende a equilibrar el balance de energía entre ambas zonas mediante el transporte de
energía a través de Las corrientes oceánicas (20%) y el movimiento de las masas de aire (80%).
El transporte de energía en la atmósfera varía su sentido (vertical u horizontal) según la latitud y su intensidad según las
estaciones del año.
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
Cambios de
estado del
agua
Teleconexio
nes
Modelo de
circulación
oceánica
1
Configuración de la
presión en
superficie y
en altura
Modelo de circulación
atmosférica en tiempo real
Circulación
en la zona
tropical y
subtropical
2
Movimiento
de las
masas de
aire
Modelo de
circulación
atmosférica
Circulación
en la zona
templada
2
1
Variación
estacional
de los
sistemas de
presión
2
1
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
Modelo de circulación atmosférica en el plano horizontal y vertical
En altura, el transporte de retorno hacia los polos se
produce en los extremos occidentales de los anticiclones
subtropicales de la troposfera superior.
El transporte superficial está relacionado con los
centros de acción en altura y actúan
conjuntamente.
Corriente en
chorro polar
Corriente en
chorro subtropical
célula de Hadley
Inversión térmica
POLO
Alta polar
ECUADOR
Cinturón de bajas presiones
Vientos polares del Este
Altas subtropicales
Vientos del Oeste
Los ciclones y anticiclones que se mueven en la
proximidades de la superficie terrestre transportan
hacia el polo la mayor parte del calor.
Manantial ecuatorial
Vientos Alisios
ZCIT
Se produce un transporte vertical de calor a través de los
cumulonimbos asociados a las perturbaciones que se
producen en la vaguada ecuatorial.
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
CIRCULACIÓN EN LAS ZONAS TROPICALES Y SUBTROPICALES
Subsidencia
entorno al
anticiclón
subtropical
Alisios del NE
en dirección
al Ecuador
Lluvias de tipo
monzónico
sobre el
continente
Africano
100
200
Altura en mb
Flanco
oriental
corriente
en chorro
subtropical
500
Anticiclón de las
Azores
Masa de aire
enfriada
adiabáticamente
AFRICA
Estratocúmulos
de los Alisios
Advección de
las masas de
aire cálido en
las zonas
ecuatoriales
Modelo hipotético de flujo de aire que relaciona la convección en las zonas ecuatoriales, la corriente
en chorro y la subsidencia alrededor de las zonas de altas presiones subtropicales (célula de Hadley)
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
Vientos del NW
(aire de subsidencia)
Capa superior
seca y cálida
en la base
Altura
ESTRUCTURA VERTICAL DE LA ATMÓSFERA EN CANARIAS
Capa inferior
húmeda y fresca
El encuentro a cierta altura de los vientos Alisios del NE y los vientos del NW (aire de subsidencia),
da lugar a una inversión térmica que impide el desarrollo vertical de los sistemas nubosos por
encima de la inversión que dan lugar a la formación de estratocúmulos.
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
ZONA DE INFLUENCIA DE LOS VIENTOS ALISIOS EN LA REGIÓN DE CANARIAS
Azores
Madeira
30º
Julio
Canarias
Enero
Trópico de Cancer
Cabo Verde