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El sistema climático terrestreLección 4
Información climática básica
El Primer Principio de la Termodinámica,aplicado a la Tierra como sistema, nos diceque,
∆ET = Q – W
la Energía Total (∆ET) del sistemavaría en función de la diferencia entre elCalor Transferido por la radiación solar (Q)y el Trabajo realizado por los elementos delsistema (W):
• Circulación atmosférica• Corrientes marinas• Cambios de estado del agua• Producción de biomasa en la Biosfera
Energía radiativa y calorífica
Energía emitida por un cuerpo
negro
ENERGIACALORÍFICA
ENERGIARADIATIVA
El planeta Tierra se puede concebir como unsistema termodinámico que…
…recibe energía del Sol,…
…realiza un trabajo y…
…emite energía degradada en forma de calor alespacio exterior,…
El comportamiento del sistema Tierra podríaasimilarse a una estructura disipativa de calor que semantiene en un estado de equilibrio termodinámicocon una temperatura constante.
Las propiedades de estos sistemas sólo dependende factores intrínsecos al sistema que determinan suevolución, siempre y cuando estén libres deinfluencias externas.
Energía radiativa y calorífica
La temperatura de la Tierra está determinada por elbalance entre:
• Radiación solar absorbida: σ0·(1-α)·π·r2
• Radiación terrestre emitida: σ·T4·4·π·r2
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
SOLTIERRA
MODELO DE RADIACIÓN SOLAR INCIDENTE Y RADIACIÓN TERRESTRE EMITIDA
Si la Temperatura de la Tierra permanece constante, la cantidad de energía solarque 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 quecorresponde 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 laTierra del Sol y si la Tierra fuera un sistema inerte, desprovisto de su envueltasfluidas.
El trabajo que ejercen la Atmósfera y la Hidrosfera principalmente y lascontribución de la Biosfera y la Geosfera elevan la temperatura terrestre 32,5º C.
Energía radiativa y calorífica
Pero, la Energía Total no permitecaracterizar por completo un sistemamacroscópico como la Tierra.
Aunque el valor medio de latemperatura de la Tierra es de 14ºC, sudistribución no es homogénea, sino quevaría entre los -90ºC en las zonas másfrías y los 60ºC que alcanzan losdesiertos, adquiriendo diferentes valoresintermedios en función del tipo demedio.
Energía radiativa y calorífica
Las masas oceánicas y continentalesse comportan como sistemastermodinámicos abiertos quepueden presentar diferentesdistribuciones de niveles de energíasin que varíe la Energía Total delsistema.
LATITUD
OROGRAFÍA• Elevación• Orientación• Pendiente
Energía radiativa y calorífica
LATITUD
TEMPE
RATU
RA
JULIOEnergía radiativa y calorífica
ENERO
Además, estos patrones de distribución espacial de energía presentan también patrones de variación temporal.
La Entropía es una magnitudtermodinámica que representael grado de desorden de unsistema.
A nivel macroscópico, elorden intrínseco que muestranciertas propiedades como latemperatura de la Tierradependen de las restriccionesimpuestas al sistema.
Así, la variación de la Tempe-ratura del aire sobre el Atlán-tico sigue el mismo patrón quela Irradiancia.
El mapa representa la variación de la temperatura del aire (ºC)sobre la superficie del mar y de los continentes.
Se han superpuesto isolíneas que representan valores deIrradiancia (kcal·cm-2·año).
Energía radiativa y calorífica
21 JUNSolsticiode verano
21 MAREquinocio de Primavera
22 DICSolsticiode invierno
Ψ de Aries
22 SEPEquinoccio de Otoño
N
Ángulo de inclinación del eje de rotación 23º 26’
Ecuador
Trópico de Cáncer
Trópico de Capricornio
Mediodía del equinoccio de otoño y de primavera
δ = 0º
90º66,5º
66,5º
Mediodía del solsticio de verano
δ = + 23,45º
66,5º
47,0º
90º
43,0º
Ecuador
Trópico de Cáncer
Círculo Polar Ártico
Círculo Polar Antático0,0º
Trópico de Capricornio
Polo Norte23,5º
Mediodía del solsticio de invierno
47,0º
66,5º
90º
43,0º
Ecuador
Trópico de Cáncer
Trópico de Capricornio
Círculo Polar Antático
δ = - 23,45º
0,0ºCírculo Polar Ártico
23,5ºPolo Sur
Los movimientos orbitales delplaneta y su esfericidad determinanlos patrones de variación latitudinaly estacional de la radiación einsolación terrestre que explican elorden intrínseco que muestranciertas propiedades del sistemaTierra, como la gran diversidad declimas y la distribución geográficade los seres vivos.Los factores que condicionan lainsolación terrestre son:•El movimiento de traslación•El movimiento de rotación•La inclinación del eje de rotación•La propia esfericidad del planeta
Balance de radiación en un contexto geográfico
Modelo orbital
Sol-Tierra
Esfericidad y radia-
ción
http://solardat.uoregon.edu/EducationalMaterial.html
Simulador orbital
En el hemisferio Norteel máximo del equinoc-cio de primavera esmenor que el máximodel equinoccio de otoño
Desde el Ecuador, todas las latitudes comprendidas entre los Trópicos de Cáncer y de Capricornio poseen dosmáximos y dos mínimos, pero un máximo domina en mayor grado a medida que nos acercamos a un Trópico u otro.
VARIACIÓN LATITUDINAL Y ESTACIONAL DE LA INSOLACIÓN
Mínimo Máximo
Solsticio invierno: 22-DICSolsticio verano: 21-JUNEquinoccio primavera: 21-MAREquinoccio otoño: 21-SEP
El Ecuador presenta dos periodos de máxima insolación en los equinoccios y dos periodos mínimos en los solsticios.
El gráfico representa la variación latitudinal y temporal de la insolación terrestre. En el eje temporal se representanlos meses, señalando los momentos en que se producen los solsticios y los equinocios.
Balance de radiación en un contexto geográfico
En los Polos hay un ciclo de insolación continuo que dura seis meses. En el Polo Norte comienza en el equinocciode primavera y termina en el equinoccio de otoño, mientras que en el Polo Sur se produce desde el solsticio deverano al solsticio de invierno.
Desde el Trópico de Cancer hacia el Círculo Polar Artico hay un ciclo anual de insolación continuo, con unmínimo en el solsticio de invierno y un máximo en el solsticio de verano. En el hemisferio Sur ocurre lo contrario.
Mínimo Máximo
Solsticio invierno: 22-DICSolsticio verano: 21-JUNEquinoccio primavera: 21-MAREquinoccio otoño: 21-SEP
VARIACIÓN LATITUDINAL Y ESTACIONAL DE LA INSOLACIÓN
Balance de radiación en un contexto geográfico
Relación entre la variación mensual de la Radiación Solar Global Diaria en el límite de laAtmósfera (Daily global ETR) y de la duración del día (Daily hours).
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).
10:04:48
10:33:36
11:02:24
11:31:12
12:00:00
12:28:48
12:57:36
13:26:24
13:55:12
5500
6500
7500
8500
9500
10500
11500
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
Nº h
oras
W/m
2
Meses
Daily global ETRDaily hours y = -105030x2 + 143166x - 36186
r² = 0,9989
5500
6500
7500
8500
9500
10500
11500
10:04 10:33 11:02 11:31 12:00 12:28 12:57 13:26 13:55
W/m
2
Nº horas
Relación entre insolación y radiación
12111
2 10
3 9
48
57
6
Balance de radiación en un contexto geográfico
Laboratorio de raciación
solar
Depto. de aplicaciones
astronómicas
350Radiación
absorbida por GEI
324Infrarrojos absorbidos
390Infrarrojos emitidos desde la superficie
78Evapotranspi
ración
24Térmicas
Calor sensible168Radiación solar absorbida
por la superficie
30Radiación solar reflejada por la
superficie
40Ventana
atmosférica de infrarrojos
Radiación solar absorbida por la
atmósfera67
Emisión de radiación
infrarroja desde la atmósfera
195
Radiación de onda larga emitida al espacio
235 Wm2
Radiación solar
reflejada107 Wm2
TIERRA
ESPACIO
SOL
ENERGÍA RADIATIVA
Radiación solar absorbida por la superficie terrestre:
342 – 67 – 77 – 30 = 168
77Radiación solar
reflejada por nubes, aerosoles y atmósfera
Radiación terrestre emitida al espacio exterior
195 + 40 = 235
Radiación solar reflejada30 + 77 = 107
ENERGÍA CALORÍFICA
Emisión de calor desde la superficieterrestre a través de ventanas:
390 – 350 = 40
Emisión de calor desde la atmósfera:24+78+67+350-324 = 195
BALANCE DE RADIACIÓN NETA342 Wm2 = 107 Wm2 + 235 Wm2
Calor latente 78
Radiación solar
incidente342 Wm2
ENERGÍA RADIATIVA(Longitud de onda corta) ENERGÍA CALORÍFICA
(Longitud de onda larga)
Balance de radiación en un contexto geográfico
RADIACIÓN SOLAR DIRECTARADIACIÓN SOLAR
DISPERSA(nubes y atmósfera)
ENERGÍA CALORIFÍCIA
La cantidad neta de energía térmica que gana el mar, Qt, se estima sumando todos los términosrepresentados en el esquema, con sus signos correspondientes según sean ganancias o pérdidas:
Qt = Qs ± Qb − Qe ± Qh ± Qv
Qb = σT4
Radiación de fondo
Qe = λEEvaporación
Calor sensible Qh
Corrientes Qv
RAD. SOLAR REFLEJADA
Radiación incidente efectiva
QS
ABSORCIÓN Y PÉRDIDA DE ENERGÍA TÉRMICA EN EL MARINTERCAMBIOS RADIATIVOS
Balance de radiación en un contexto geográfico
kzz eII −= 0
k = Coef. de extinción (m-1)
I0
Iz
Z
Dispersión
Absorción
La intensidad de la luzsolar (I0) se atenúacon la profundidad (Z)conforme penetra enel medio acuáticosegún la ley exponen-cial de Lambert-Beer.
ABSORCIÓN Y PÉRDIDA DE ENERGÍA TÉRMICA EN EL MAR
Coeficiente de extincióndel agua pura paradiferentes longitudes deonda de la luz solar.
ABSORCIÓN DE LA LUZ SOLAR EN ELMEDIO MARINO
La zona fótica esaquella en la quepenetra la luz del sol.Su profundidad esmuy variable enfunción de la turbidezdel agua.Se llama nivel eufóticoa la profundidad en laque la intensidad de laluz queda reducida aun 1% de la que hapenetrado la superfi-cie, el límite pordebajo del cual noqueda lugar para lafotosíntesis.
En las regionestropicales, de aguasmuy transparentes, elnivel eufótico puedeacercarse a los 200 m.
Balance de radiación en un contexto geográfico
2,5
2,0
1,5
1,0
0,5
0
0 25 50 75 100%
9080 70 60 50 40 30 20 10 Equ
300
200
100
0
Porcentaje de la superficie del hemisferio
Latitud (ºN)
Energía (W/m2)
Radiación anual (105cal/cm2/año)
Superávit
Déficit
2
4
6
Transporte de energía
hacia el Norte
(1027kW)
Entrante
Saliente
Las zonas ecuatoriales y tropicales reciben mayorcantidad de energía solar que las zonas templadas yboreales debido al soleamiento diferencial de lasuperficie de la tierra.
Por término medio el Ecuador recibe cada año 2,5veces más energía que los Polos. Sin embargo, noexisten unas diferencias latitudinales tan acentuadas enla energía emitida por la tierra.
En ambos hemisferios se produzca un exceso deenergía desde el Ecuador hasta aproximadamente los 35ºde latitud y un déficit de energía desde esta latitud hastael Polo.
Las envueltas fluidas de la tierra tiende a equilibrar el balance de energía entre ambas zonas mediante el transporte deenergía 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 lasestaciones del año.
TRANSPORTE GLOBAL DE ENERGÍA EN LA TIERRA
Balance de radiación en un contexto geográfico
1
2
1
2
12
Modelo de circulación atmosférica en tiempo real
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
Teleconexiones
Modelo de circulación oceánica
Circulación en la zona tropical y
subtropical
Circulación en la zona templada
Variación estacional
de los sistemas de
presión
Modelo de circulación atmosférica
Movimiento de las
masas de aire
Configura-ción de la presión en superficie y
en altura
Cambios de estado del
agua
Cinturón de bajas presiones Altas subtropicales Manantial ecuatorialAlta polar
Vientos polares del Este Vientos del Oeste Vientos Alisios ZCIT
POLO ECUADOR
Corriente en chorro subtropical
Inversión térmica
célula de Hadley
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la TierraModelo de circulación atmosférica en el plano horizontal y vertical
Corriente en chorro polar
Los ciclones y anticiclones que se mueven en la proximidades de la superficie terrestre transportan
hacia el polo la mayor parte del calor.
El transporte superficial está relacionado con los centros de acción en altura y actúan
conjuntamente.
Se produce un transporte vertical de calor a través de los cumulonimbos asociados a las perturbaciones que se
producen en la vaguada ecuatorial.
En altura, el transporte de retorno hacia los polos se produce en los extremos occidentales de los anticiclones
subtropicales de la troposfera superior.
CIRCULACIÓN EN LAS ZONAS TROPICALES Y SUBTROPICALES
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)
500
200
100
Altu
ra e
n m
b
Estratocúmulos de los Alisios
Anticiclón de las Azores
AFRICAAdvección de las masas de aire cálido en
las zonas ecuatoriales
Masa de aire enfriada
adiabáticamente
Lluvias de tipo monzónico
sobre el continente
Africano
Flanco oriental
corriente en chorro
subtropical
Alisios del NE en dirección al Ecuador
Subsidencia entorno al anticiclón
subtropical
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
ESTRUCTURA VERTICAL DE LA ATMÓSFERA EN CANARIAS
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.
Altu
raVientos del NW(aire de subsidencia)
Capa superior seca y cálida
en la base
Capa inferior húmeda y fresca
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
ZONA DE INFLUENCIA DE LOS VIENTOS ALISIOS EN LA REGIÓN DE CANARIAS
Trabajo realizado por las envueltas fluidas de la Tierra
Trópico de Cancer
30º
Azores
Madeira
Canarias
Cabo Verde
Trópico de Cancer
30º
Trópico de Cancer
30º
Azores
Madeira
Canarias
Cabo Verde
Enero
Julio