Transferencia Radiativa en la Atmósfera PDF

Transferencia radiativa en la atmósfera Procesos de atenuación de la radiación solar por la atmósfera La atenuación se debe a dos procesos: dispersión y absorción. La radiación dispersada es llamada Radiación DIFUSA. Una porción de la radiación difusa alcanza la tierra y la otra es devuelta de nue...

Transferencia radiativa en la atmósfera Procesos de atenuación de la radiación solar por la atmósfera La atenuación se debe a dos procesos: dispersión y absorción. La radiación dispersada es llamada Radiación DIFUSA. Una porción de la radiación difusa alcanza la tierra y la otra es devuelta de nuevo al espacio. La radiación que acaba llegando a la tierra en línea directa con el disco solar es llamada Radiación DIRECTA Física de la absorción, dispersión y emisión de radiación Los procesos de dispersión y absorción de radiación por las moléculas de gases y aerosoles contribuyen a la extinción de la radiación solar y terrestre que viaja a través de la atmósfera. Cada una de estas contribuciones es linealmente proporcional a: (1) la intensidad de radiación que incide en ese punto, (2) la concentración local de gases/partículas que son responsables de la extinción y (3) la efectividad del proceso para cada componente Sea un haz de rayos pasando a través de una capa delgada de la atmósfera recorriendo un camino ds. Para cada tipo de gas o partícula que encuentra en su camino, la intensidad monocromática Iλ decrece en la cantidad dIλ : 𝑑𝐼𝜆 = −𝐼𝜆 𝐾𝜆 𝑁𝜎𝑑𝑠 Ley de Bouger-Lambert-Beer N: número de partículas por unidad de volumen de aire (m-3) σ sección eficaz de cada componente (m2) Kλ es la eficiencia de dispersión o absorción (sin dimensiones) ds: longitud del camino recorrido En el caso de un componente gaseoso, a veces, es conveniente expresarlo en la forma: 𝑑𝐼𝜆 = −𝐼𝜆 𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑠 ρ: densidad del medio (aire) (kg/m3) r: coeficiente de mezcla de un determinado gas i (r=mi/mT) k λ: coeficiente de extinción másico, es una característica del medio (m2/kg) ds: longitud del camino recorrido (m) En ambas formulas, los productos 𝐾𝜆 𝑁𝜎 y 𝑘𝜆 𝜌𝑟 son iguales, denominándose a tal producto coeficiente de extinción volúmico (m-1) La contribución de los distintos tipos de gases y partículas, así como los procesos de absorción o dispersión de cada uno, son aditivos: 𝐾𝜆 𝑁𝜎= 𝐾𝜆1 𝑁1 𝜎1 + 𝐾𝜆2 𝑁2 𝜎2 +… Scattering por moléculas de aire y partículas ✓Cuando una O.E.M llega a una partícula, una parte de la energía incidente es dispersada en todas direcciones según un patrón de dispersión tridimensional característico de cada partícula. ✓Todas las partículas dispersan la luz solar, desde la más pequeñas, las moléculas de aire (10-3 μm, hasta las más grandes, las gotas de lluvia (r~1 mm) ✓La energía dispersada por una partícula esférica puede ser teóricamente obtenida resolviendo las ecuaciones de Maxwell en coordenadas esféricas ✓El caso particular en que la longitud de onda incidente es bastante menor que el tamaño de la partícula se estudió en el s. XIX y se conoce como teoría de Rayleigh; cuando la longitud de onda incidente empieza a ser del orden del tamaño de la partícula, el problema fue abordado por Mie y se conoce como teoría de Mie La atmósfera incluye partículas de diferente tamaño: moléculas de gases, aerosoles, gotas de agua y cristales de hielo. Una idea de la eficiencia de scattering se basa en suponer partículas esféricas de radio r y hacer una comparación entre r y la longitud de onda incidente λ a través del parámetro de dispersión x definido: x =2πr/ λ En la gráfica se muestran los procesos de scattering para distintos rangos del radio r de la partícula y de la longitud de onda de la radiación incidente λ (la línea x=1 está marcada) así como la eficiencia del scattering ▪ x<<1: scattering despreciable ▪ X<1:scattering de Rayleigh ▪ x=>1: scatering de Mie Considerando el rango espectral de la radiación solar (λ visible): x <1 para las moléculas de aire x ≈ 1 para niebla y partículas de polvo x >1 para gotas de lluvia Distribución angular de la radiación visible (λ=0.5μm) dispersada por partículas esféricas de radios: (a) 10-4 μm, (b) 0.1 μm y (c) 1 μm. Scattering de Rayleigh ▪ Parámetro x<1, lo que se cumple para moléculas de gases. Se suele establecer el límite de partículas de radios inferiores a 0.03λ ▪ Es máxima en la dirección de la onda incidente y hacia atrás (backscattering) y es mínima en las direcciones perpendiculares. ▪ La proporción de energía incidente S que es dispersada en una dirección 𝜃 se ha obtenido para la radiación incidente a una altura h: Donde λ, longitud de onda incidente; θ, ángulo de dispersión; h, altitud del punto; n, índice de refracción del aire; N, densidad del aire (moléculas/m3); ρ, densidad relativa (1 a nivel del mar y decrece con h) Lo importante de la anterior expresión es que veamos los tres factores influyentes por separado que afectan a la dispersión de la luz: Densidad de partículas, Longitud de onda incidente y Geometría de la dispersión Integrando a todas las direcciones, obtenemos el tanto por uno de la energía incidente que ha sido dispersada en cualquier dirección obteniendo el llamado coeficiente de extinción de Rayleigh: 8𝜋 3 (𝑛2 − 1)𝜌 (ℎ) 𝐾λ (ℎ) = 3𝑁λ4 El coeficiente de extinción de Rayleigh a nivel del mar es, sustituyendo ρ(h)=1: 8𝜋 3 (𝑛2 − 1) 𝐾λ = 3𝑁λ4 𝑲(𝝀 ) variación del coeficiente de extinción de Rayleigh en función de nivel de λ 𝟏 ∿ 𝟒 𝝀 Exercicio (Wallace 4.9) Estimate the relative efficiencies with which red light (0.64m) and blue light ( 0.47m) are scattered by air molecules El cálculo muestra en qué proporción las moléculas de aire dispersan más la luz azul que la roja, a lo cual se debe el color azul del cielo en días donde el aire está relativamente libre de aerosoles. Cuando la trayectoria de los rayos es larga (atardecer), la luz directa se ve roja debido a que la luz azul ha sido totalmente desviada de su trayectoria inicial Scattering de Mie ✓ Para partículas de mayor tamaño, las hipótesis de Rayleigh no se cumplen y el estudio de la dispersión se complica ✓ La distribución angular de la radiación dispersada se vuelve más compleja a medida que aumenta el tamaño relativo de las partículas con respecto a la longitud de onda de la radiación incidente ✓ La dependencia del coeficiente de dispersión con la longitud de onda no es tan marcada como en la d. de Rayleigh, lo que implica que todas las λ son dispersadas de forma similar (esto explica el color blanco de las nubes o de un cielo con alto contenido de aerosoles. En el caso de gotas de agua: 2𝜋𝑟 𝑘𝜆 = 𝑁𝜋𝑟 2 𝐹( , 𝑛𝜆 ) 𝜆 N es el numero de gotas por unidad de volumen, r el radio de la gota y μ el índice de refracción Atenuación debida a la absorción Los gases absorben mediantes dos mecanismos: Absorción continua Los fotones con una alta anergia (rayos X y UV) son absorbidos en procesos de ionización y fotodisociación en las capas altas de la atmósfera, el exceso de energía en el proceso se utiliza en aumentar la energía cinética de las moléculas, esto es la temperatura del gas ▪ λ<<0.1 μm produce fotoionización ▪ 0.1 μm λ<<0.31 μm produce fotodisociación Absorción mediante líneas la radiación VIS e IR no tiene suficiente energía para producir los procesos anteriores pero puede ser absorbida produciendo otros cambios en las energías de la moléculas. UV y VIS: cambios en las órbitas de los electrones, IR: cambios vibracionales, IR y MW: cambios rotacionales Los espectros de absorción de las especies dominantes O2 y N2 exhiben líneas dispersas. En contraste los gases de efecto invernadero (H2O, CO2, O3 y gases traza como CH4, N2O, CO y CFCs) tienen miles de líneas muy cercanas entre sí en la región IR del espectro que son debidas a rotacional, vibracional o ambas transiciones energéticas Transmisividad atmosférica Veremos aquí qué intensidad de la radiación solar 𝐼𝜆 llega a una altura z sobre el suelo después de atravesar una capa de atmósfera que comienza en z=∞. Esto se consigue integrando la ley de Bouger-Lambert-Beer vista anteriormente. Sea 𝐼𝜆∞ , la intensidad de la radiacion solar en la cima de la atmósfera: 𝑧 𝑧 𝑑𝐼𝜆 න = න −𝑘𝜆 𝜌𝑟 𝑠𝑒𝑐θ 𝑑𝑧 𝐼 ∞ 𝜆 ∞ 𝑧 𝐼𝜆 = 𝐼𝜆∞ 𝑒𝑥𝑝 − sec 𝜃 න 𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑧 ∞ Se define la Transmisividad atmosférica: Se suele escribir: 𝑧 𝐼𝜆 𝑇𝜆 = = 𝑒𝑥𝑝 −𝑠𝑒𝑐𝜃 න 𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑧 𝐼𝜆∞ ∞ 𝑇𝜆 = 𝑒𝑥𝑝 −τ𝜆 sec θ 𝑧 Donde se ha definido el Espesor óptico como: τ𝜆 = න 𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑧 ∞ La ley recuadrada arriba permite calcular la radiación trasmitida de forma directa a través de una capa atmosférica si se conoce la radiación que índice en la cima y el valor de la transmisividad atmosférica de esa capa Ejercicio (Wallace, exercise 4.10) Un haz de rayos paralelos incide en una capa de aire homogénea de espesor 100 m, formada por un sólo gas absorbente de densidad de 0.1 kg/m3. El haz está dirigido con un ángulo de 60° relativo a la normal a la capa. Calcular el espesor óptico, la transmisividad y la absorptividad de la capa a tres longitudes de onda λ1, λ2, and λ3, para las que el coeficiente de absorción kλ (m2/kg) vale 10-3, 10-1 y 1 ‘un solo gas absorbente’ significa que el coeficiente de mezcla r es 1 y que no hay scattering, por lo que los coeficientes ‘transmisividad’ y ‘absortividad’ deben sumar 1. Es una capa homogénea por lo que 𝑘𝜆 , 𝜌 𝑦 𝑟 son constantes a lo largo del recorrido: 𝑧2 espesor óptico: τ𝜆 = ‫׬‬z1 𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑧=𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑍=𝑘𝜆 (0.1)(1)(100)=10𝑘𝜆 transmisividad: 𝑇𝜆 = 𝑒𝑥𝑝 −10𝑘𝜆 sec 60 = 𝑒𝑥𝑝 −20𝑘𝜆 absortividad: α𝜆 = 1 − 𝑇𝜆 Haciendo los cálculos para las tres longitudes de onda: Ejercicio de aplicación de la ley de transferencia radiativa para calcular el espectro de emisión del sol Este cálculo se basa en la toma de medidas en tierra mediante SunPhotometers (fotografía). Estos dispositivos miden la radiación directa del sol que llega a la superficie para determinadas longitudes de onda. Si se mide esta radiación a lo largo de un día claro, para que la atmósfera no varíe apreciablemente a lo largo del día, y se utiliza: 𝐼𝜆 = 𝐼𝜆∞ 𝑒𝑥𝑝 − sec θ τ𝜆 ln𝐼𝜆 = 𝑙𝑛 𝐼𝜆∞ − τ𝜆 sec θ Haciendo un ajuste lineal de ln Iλ frente a sec θ, se obtienen los parámetros de ajuste τλ y ln Iλ∞. Barriendo en λ ( en la gráfica se han representado sólo dos), se obtiene el espectro de la irradiancia solar extraterrestre The sunphotometer automatically computes the position of the sun and tracks its movement. Radiación solar incidente sobre la superficie terrestre Parámetros característicos de cada superficie: ✓Reflectancia o albedo ρλ es la proporción de la irradiancia incidente que es reflejada por una superficie y es diferente para cada superficie receptora. Se denomina Albedo planetario al albedo de la tierra en su conjunto, es decir, a la proporción de radiación solar que es devuelta al espacio (aprox. 0.3) Reflectancia espectral de distintas superficies Diferentes tipos de superficies reflectoras: (a) difusa o lambertiana, (b) especular y (c) tipo mixta . ✓Absortancia αλ es la proporción de la irradiancia incidente que es absorbida por la superficie. Toda la radiación absorbida es posteriormente emitida ✓Transmitancia τλ es la proporción de la irradiancia que es transmitida a través de la superficie Si ρλ, αλ y τλ se miden en tantos por 1: ρλ + αλ + τλ = 1 ✓Emisividad ελ es la relación entre la emisión de un cuerpo real y la de un cuerpo negro a la misma T Nota: Esta relación es entre intensidades pero puede establecerse otra análoga entre densidades de flujo Según el valor de ε el cuerpo emisor se clasifica: -Cuerpo negro o radiador perfecto: ε = 1 para cualquier λ - Cuerpo gris: 0 < ε < 1 En el caso de que ε = f(λ), tenemos un Emisor selectivo (cuerpo o superficie real) Absorción y emisión de radiación Infrarroja Hemos tratado la dispersión y absorción de la radiación EM procedente del sol a su paso por la atmósfera. Veamos lo que ocurre con la radiación IR emitida por el conjunto tierra-atmosfera en su camino hacia arriba a través de la atmosfera Para un recorrido de longitud ds, la radiación absorbida por la atmósfera es: 𝑑𝐼𝜆 (absorción) = −𝑘𝜆 𝐼𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑠=- 𝛼𝜆 𝐼𝜆 El cambio en la intensidad de radiación debido a la emisión de radiación IR por dicha capa es: 𝑑𝐼𝜆 (emisión) = 𝜀𝜆 𝐵𝜆 (𝑇) La suma de ambas contribuciones es; O bien La integración de dicha ecuación desde el suelo hasta una longitud s1 es: 𝑑𝐼𝜆 = −(𝐼𝜆 − 𝐵𝜆 (𝑇))𝑘𝜆 𝜌𝑟𝑑𝑠 Ecuación de Schwarzchild Teledetección pasiva mediante satélites Tradicionalmente las medidas pasivas de los satélites están basadas en tres bandas (o canales), Visible, Infrarrojo y Vapor de agua. Los nombres de las imágenes recogidas se refieren a la parte del espectro EM que detectan. Dos de están bandas se sitúan en zonas donde la atmósfera es transparente a la radiación, son las llamadas ventanas atmosféricas. Hay una ventana atmosférica en el visible alrededor de 0.6 μm y otra en el IR (10-12 μm). La tercera, el canal WV, está situada en una banda de absorción del vapor de agua (6.5-6.9) μm Canal visible : mide la radiación solar reflejada y disponible sólo durante las horas del día. Debido a que los gases son transparentes para esta radiación se utiliza sobre todo para estudiar nubes y aerosoles Canal infrarrojo: mide radiación alrededor de 10.7 m, en el cual la radiación IR procedente de la tierra atraviesa la atmosfera sin líneas de absorción. La radiación en este caso detectada está relacionada con las temperaturas de los cuerpos emisores de acuerdo con la ley de Planck. En las imágenes IR se distinguen las nubes altas de las bajas por su temperatura mas fría Canal de vapor de agua (WV): mide en una región del espectro donde hay una densidad alta de líneas de absorción (transiciones vibracionales-rotacionales de las moléculas de vapor de agua), alrededor de 6.7 μm. En regiones libre de nubes, la radiación recibida está determinada por el perfil de humedad en la troposfera. El vapor de agua y las nubes absorben la radiación que les llega en esta región espectral, de forma que la superficie de la tierra y las nubes bajas aparecen ocultas en estas imágenes Para interpretar una imagen VIS debemos de tener en cuenta qué superficies son las que más reflejan la luz solar y las que menos. En una primera aproximación las estructuras que más brillan son las nubes y las que menos son las zonas boscosas y las superficies acuosas. La nieve refleja y brilla como si fuera una nube. se suelen asociar las estructuras más brillantes al blanco y las menos brillantes al negro. Así, tendremos que la tierra, desde el espacio, presentaría unas superficies blancas (brillan mucho), otras más o menos grises (brillos intermedios) y zonas oscuras o incluso negras (poca capacidad de reflexión). Imagen visible captada por Meteosat de parte del hemisferio norte al medio día (bien y uniformemente iluminada). Las superficies de la tierra que más reflejan son: las cubiertas por nieve (blanco) y los desiertos (gris brillante) Meteosat VIS, IR y WV 06:00h Meteosat VIS, IR y WV 12:00h Balance neto de radiación en la cima de la atmósfera ✓ La radiación neta de la Tierra es la diferencia entre la energía entrante y saliente en la parte superior de la atmósfera. ✓ La energía sale de dos maneras: reflexión por nubes, aerosoles o la superficie de la Tierra y radiación térmica: calor emitido por la superficie y la atmósfera, incluidas las nubes. La radiación neta promedio global debe ser cercana a cero en el lapso de un año o de lo contrario la temperatura promedio aumentará o disminuirá. ✓ Lo que esta ocurriendo en este momento es que sale menos radiación de la que entra, desequilibrio llamado FORZAMIENTO RADIATIVO ✓ El forzamiento radiativo sólo se puede medir desde el espacio. Las nubes contribuyen en gran proporción al albedo del planeta En esta imagen de satélite se muestra la cantidad de radiación solar (W/m2) reflejada durante septiembre de 2008. A lo largo del ecuador, las nubes reflejaban una gran proporción de la luz solar, mientras que las arenas pálidas del Sahara causaban la alta reflectividad en el norte de África. Ninguno de los polos está recibiendo mucha luz solar entrante en esta época del año, por lo que reflejan poca energía a pesar de que ambos están cubiertos de hielo Las nubes tienen una retroalimentación climática neta negativa ▪ Las nubes enfrían el planeta ya que reflejan la radiación procedente del sol (retroalimentación negativa) ▪ Las nubes calientan el planeta ya que absorben la radiación procedente de la tierra igual que los GEI (retroalimentación positiva) En nuestro clima actual el efecto neto es que hay mas reflexión que absorción dando lugar a un enfriamiento neto pero esto puede cambiar al cambiar el clima ! Radiación Neta en un ciclo anual Radiación neta mensual en W/m2 agosto 2018 En los mapas, la radiación neta positiva se muestra en color naranja y la negativa en azul. (Imagen de arriba: verano en el H. Norte, Imagen de abajo: verano en el H. Sur) enero 2018 Radiación neta mensual en W/m2 (2006-2021) Imágenes del los sensores CERES a borde de los satélites Terra y Aqua de la NASA Algunos lugares absorben más energía de la que emiten al espacio, por lo que tienen un excedente de energía mientras que otros lugares pierden más energía en el espacio de la que absorben, por lo que tienen un déficit de energía. Este es el principal motor de la circulación general atmosférica y de las corrientes oceanicas Radiación neta promedio mensual: septiembre 2021 (NASA) Energía entrante – Energía saliente = Forzamiento radiativo Esta figura muestra la cantidad de forzamiento radiativo (vatios por metro cuadrado) causado por varios gases de efecto invernadero, teniendo en cuenta el cambio en la concentración de estos gases en la atmósfera de la Tierra desde 1750