TEMA 2. LA IMPORTANCIA DE LA SUPERFICIE EN LOS BALANCES DE ENERGÍA Y AGUA.
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- María Dolores Franco Ortiz de Zárate
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1 TEMA 2. LA IMPORTANCIA DE LA SUPERFICIE EN LOS BALANCES DE ENERGÍA Y AGUA. 1. EL BALANCE DE ENERGÍA 1.1. El balance de radiación A. Características de la radiación B. Principios generales del comportamiento de la radiación C. La travesía atmosférica de la radiación 1.2. Otros mecanismos de intercambio de energía El balance de energía en el conjunto del sistema 1.4. El balance diario de energía A. El balance de radiación B. El balance de calor 2. EL BALANCE DE AGUA.
2 CARACTERÍSTICAS DE LA RADIACIÓN RADIACIÓN Forma de energía debida oscilaciones rápidas de los campos electromagnéticos. Fotones Ondas (λ) Espectro electromagnético 10 5 m 10-4 µm Clima 0,1 100 µm Radiación visible 0,36 0,7 µm
3 Enviar PRINCIPIOS GENERALES DEL FUNCIONAMIENTO DE LA RADIACIÓN Emisión T > -273ºC= 0K Máximos emisores = Cuerpos negros ε = 1 LEY DE PLANK La cantidad de radiación emitida por un cuerpo negro está en relación con la longitud de onda y produce una curva próxima a la normal LEY DE STEFAN-BOLTZMAN Energía emitida = ε σ T 4 Energía emitida = Flujo radiante (W= Jul seg -1 ) σ = constante de Stefan-Boltzman = 5, W m -2 K T = Temperatura de la superficie en K Densidad de flujo radiante (W m -2 ) Irradiancia Emitancia LEY DE WIENS ΔT Δλ λ max = 2, /T Sol 6000K 0,15 3 µm (99%).. λ < 3 = Onda corta Tierra K µm (99%).. λ > 3 = Onda larga
4 PROCESOS EXPERIMENTADOS POR LA RADIACIÓN Energía transmitida Energía reflejada Energía absorbida ψ λ + α λ + ζ λ = 1 ψ λ = Proporción de energía λ transmitida en relación con la energía incidente. α λ = Proporción de energía λ reflejada en relación con la energía incidente. (Para la energía solar = albedo). ζ λ = Proporción de energía λ absorbida en relación con la energía incidente. LEY DE KIRCHOFF ζ λ = ε λ Cuerpos negros ζ λ = ε λ = 1 α λ = ψ λ = 0 Cuerpos opacos (ψ λ = 0) α λ = 1 - ζ λ = 1 - ε λ
5 LA TRAVESÍA ATMOSFÉRICA DE LA RADIACIÓN ψ a + α a + ζ a = 1 ONDA CORTA ζ a Poca absorción de onda corta, especialmente en λ max α a K = S + D S = S i cos θ S = Densidad de flujo radiante en la superficie S i = Densidad de flujo radiante normal a la superficie θ = Ángulo formado entre el rayo y la normal a a superficie. ONDA LARGA - Fuerte absorción (H 2 O, CO 2, O 3 ) - Ventana atmosférica (8 11 µm ) - Fuerte emisión ( L ), salvo en la ventana atmosférica - Importante contraradiación ( L )
6 OTROS PROCESOS DE INTERCAMBIO DE ENERGÍA CONDUCCIÓN Transmisión de calor hacia el interior de una sustancia mediante la colisión de moléculas en movimientos muy rápidos. Sólidos Líquidos Gases Muy escasa en la atmósfera, salvo en la capa laminar Mecanismo eficaz de transmisión desde la atmósfera hacia la superficie. CONVECCIÓN Intercambio vertical de masas de aire Líquidos y gases (no sólidos) Tipos de convección: Libre: Inestabilidad (densidad del aire) Forzada o mecánica: Presencia de obstáculos Mixta. FORMAS DE CALOR INTERCAMBIADO Sensible Latente: Absorción de energía Sólido Líquido (Fusión) Líquido Vapor (Evaporación) Liberación de energía: Vapor Líquido (Condensación) Líquido Sólido (Congelación)
7 EL BALANCE DE ENERGÍA EN EL CONJUNTO DEL SISTEMA Radiación solar de onda corta. K EX = K a,n + K a,a + K * a,n + K* a,a + K t + K * t 100 = % reflejado hacia el espacio exterior. 25% absorbido por la atmósfera. 47% absorbido por la tierra. Radiación de onda larga L* t = = -18; L* a = = -54; L = = 72; Ext = 100 Atm = -29 Calor latente = 24 Tier = 29 Calor sensible = 5
8 EL BALANCE DIARIO DE ENERGÍA BALANCE DE RADIACIÓN (Sitio ideal = Superficie horizontal, homogénea y extensiva, húmeda y sin vegetación. Ausencia de nubes. Latitudes medias. Estación cálida. K Valores máximos en el centro del día En el centro del día D = 10% 25% y S = 75% 90% (D aumenta en los extremos del día y en atmósferas urbanas). K = K α Un espejo aproximado de K, aunque α no es constante. K ψ t = 0 K* K * = K - K = K (1-α) L Depende de T y de ε Poco fluctuante Depende de nubosidad L L = ε s σ s T s 4 + (1 - ε s ) L, donde: ε s σ s T s 4 = Radiación emitida (1 - ε s ) L = Radiación de onda larga reflejada (1 - ε = σ) L > L y más variable, porque T s > T a y ε s > ε a L* = L - L Curso diario igual a L L* Q* Día: Q* = K - K + L - L = K* + L* Excedente Noche: Q* = L - L = L* Déficit K y L dependen de factores atmosféricos generales y topografía K y L dependen de la superficie ( K σ s y L T s y ε s ) σ s y T s son la clave del efecto de la superficie.
9 EL BALANCE DIARIO DE ENERGÍA EL BALANCE DE CALOR Q* = Q H + Q LE + Q G Día = Positivo Q LE > Q G > Q H Noche: Negativo Q G > Q H > Q LE EL PAPEL DE LA NUBOSIDAD Reducción de K ( puede llegar al 10% de reducción). Aumenta la variabilidad de K Aumenta D en detrimento de S Aparición de picos de máxima radiación (cúmulos laterales). Muy afectado dado el carácter de cuerpo casi negro de las nubes (buenas absorbentes y emisoras). L aumenta Atenúa las variaciones del balance neto de energía: - Día: Atenúa K - Noche: Atenúa L El efecto final depende de la temperatura de la base de la nube (mayor efecto de las nubes bajas que las altas). K* L*
10 EL BALANCE DE AGUA
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