Leccin 2Balance trmico de la atmsferaEsta leccin y las dos siguientes introducen los conceptos fundamentales de la meteorologa la ciencia de la atmsfera y sus fenmenos. En la leccin 1 se aprendi que la meteorologa desempea un papel muy importante en la comprensin del transporte y la dispersin de los contaminantes del aire. Las lecciones 2 y 3 describen los principios meteorolgicos bsicos que producen la circulacin atmosfrica. La leccin 4 se basa en conceptos y principios meteorolgicos y discute la estructura vertical de la temperatura atmosfrica y la dispersin de la contaminacin en el aire.

MetaFamiliarizar al lector con la fuente de energa responsable de la circulacin atmosfrica y con la manera cmo la Tierra y la atmsfera interactan para balancear la energa recibida por el sistema Tierra-atmsfera.

ObjetivosAl culminar esta leccin, podr: 1. Identificar la fuente de energa que dirige la circulacin atmosfrica. 2. Definir el trmino insolacin y describir cuatro factores que determinan la cantidad de insolacin recibida por el sistema Tierra-atmsfera. 3. Explicar el efecto invernadero y nombrar los componentes ms importantes del almacenamiento calorfico de la atmsfera. 4. Explicar la razn que determina un balance trmico de largo plazo en la atmsfera. 5. Describir tres mtodos de transferencia de calor: conduccin, conveccin y adveccin.

6. Definir el calentamiento diferencial e identificar por lo menos tres factores que influyen en este.

Radiacin e insolacinLa energa consumida en casi todos los procesos atmosfricos proviene del sol. Esta energa se transfiere a travs de la radiacin del calor en forma de ondas electromagnticas. La radiacin del sol tiene su pico de transmisin en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78 micrmetros (m)] del espectro electromagntico (figura 2-1). Sin embargo, el sol tambin descarga una cantidad considerable de energa en las regiones ultravioletas e infrarrojas. Noventa y nueve por ciento de la energa solar se emite en longitudes de onda que oscilan entre 0,5 y 40 m. Adems, las longitudes de onda ms largas que 2,5 m son fuertemente absorbidas por el vapor de agua y el dixido de carbono de la atmsfera. La radiacin en longitudes de onda menores que 0,29 m es altamente absorbida en la atmsfera por el nitrgeno y el oxgeno. Por consiguiente, la radiacin solar que cae sobre la Tierra generalmente tiene una longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5 m.

Figura 2-1. Longitudes de onda a las que el sol irradia 99% de su energa. Fuente: Moran y Morgan, 1994. La cantidad de radiacin solar recibida en una hora y un lugar especficos del sistema Tierraatmsfera se llama insolacin (en ingls, insolation, de incoming solar radiation). La insolacin esta determinada por cuatro factores: La constante solar La transparencia de la atmsfera

La duracin de la luz del da El ngulo con el que los rayos solares caen sobre la Tierra.

Constante solarLa constante solar es la cantidad promedio de radiacin recibida en un punto perpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmsfera en la distancia media entre la Tierra y el sol. La cantidad real de radiacin solar recibida en el borde exterior de la atmsfera vara ligeramente segn la produccin de energa del sol y la distancia de la Tierra en relacin con este. Debido a la excentricidad de la rbita terrestre alrededor del sol, la Tierra se acerca ms a este en enero que en julio. Adems, la radiacin emitida por el sol vara un poco, probablemente en un porcentaje mnimo. Estas ligeras variaciones que afectan la constante solar son triviales si se consideran las propiedades atmosfricas que agotan la cantidad total de radiacin solar que cae sobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmsfera, la duracin de la luz del da y el ngulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho ms importantes para determinar la cantidad de insolacin que realmente se recibe, la que tambin influye en el clima. Cuadro 2-1 Valores para la constante solar Constante solar = 1,94 cal/cm2 min 1.353 W/m2 428 Btu/pies2 h 4,871 kJ/m2 h

TransparenciaLa transparencia de la atmsfera tiene una relacin importante con la cantidad de insolacin que llega a la superficie terrestre. La radiacin emitida se agota a medida que pasa a travs de la atmsfera. Los diferentes compuestos atmosfricos absorben o reflejan energa de diferentes maneras y en cantidades variadas. La transparencia de la atmsfera se refiere al monto en que la radiacin penetra en la atmsfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. Como se indica en la figura 2-2, una parte de la radiacin que recibe la atmsfera se refleja desde la parte superior de las nubes y desde la superficie terrestre, y otra es absorbida por molculas y nubes.

Figura 2-2. Dos factores que reducen la transparencia atmosfrica La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energa solar a la atmsfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fraccin (o porcentaje) de la energa solar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes superficies (agua, nieve, arena, etc.) tienen diferentes valores albedo (cuadro 2-2). Para la Tierra y la atmsfera como un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este ndice es mayor en el rango visible de las longitudes de onda. Algunos de los gases de la atmsfera (notoriamente el vapor de agua) absorben la radiacin solar, por lo que llega una menor radiacin a la superficie terrestre. A pesar de componer slo aproximadamente 3% de la atmsfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces ms radiacin solar que los dems gases combinados. Por lo tanto, la cantidad de radiacin recibida por la superficie terrestre es considerablemente menor que la recibida fuera de la atmsfera, representada por la constante solar. Todos los cuerpos, no slo el sol, irradian energa en longitudes de onda a lo largo del espectro electromagntico. Los cuerpos ms clidos irradian longitudes de onda ms cortas y los ms fros, longitudes de onda ms largas. Mientras que el sol tiene su transmisin pico en el rango visible (0,38 a 0,78 m), la Tierra emite su radiacin mxima en longitudes de onda considerablemente ms largas en el rango de 10 m (regin infrarroja). La Tierra se calienta cuando absorbe energa y se enfra cuando la irradia. Asimismo, absorbe y emite radiacin al mismo tiempo. Si la superficie terrestre absorbe ms energa que la que irradia, se calentar. Si irradia ms energa que la que absorbe, se enfriar.

Cuadro 2-2. Valores albedo para diferentes superficies

Superficie

Albedo (porcentaje de la radiacin incidente de onda corta)14 8 14 37 86-95 36 26 33-40 17 18 14 20-29 10-14 12-13 16-23 10 20 12-13 13-16 3

Suelo negro, seco Suelo negro, hmedo Terreno arado, hmedo Arena, brillante, fina Nieve densa, seca y limpia Hielo de mar ligeramente poroso azulado lechoso, capa de hielo cubierta con una capa de agua de 15-20 cm Bosque cubierto por nieve Bosque de rboles con hojas caducas Copos de robles Bosques de pinos Zonas de arbustos desiertas Pantanos Praderas Trigo de invierno Brezo Yuma, Arizona Washington, D.C. (setiembre) Winnipeg, Manitoba (julio) Great Salt Lake, Utah

Fuente: Drake, R.L. y otros, 1979. La Tierra absorbe radiacin solar de onda corta y emite una radiacin terrestre de longitudes de onda ms largas. En la atmsfera, las nubes, el vapor de agua y, en menor grado, el dixido de carbono, absorben la radiacin terrestre, que hace que la atmsfera se caliente. La atmsfera absorbe mucho ms radiacin terrestre que solar. Adems, tambin irradia energa al espacio exterior y la devuelve a la superficie terrestre. El sistema Tierra-atmsfera emite continuamente radiacin terrestre, durante el da y la noche. La absorcin atmosfrica de la radiacin terrestre beneficia al sistema Tierra-atmsfera al captar la radiacin que se podra perder en el espacio. Este fenmeno explica por qu la temperatura del aire generalmente es ms caliente durante las noches nubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado al resultado del proceso de intercambio de energa que hace que la superficie terrestre se caliente ms que lo que se calentara si la atmsfera no volviera a irradiar energa a la Tierra.

Gases como el dixido de carbono y el metano tambin aumentan la capacidad de la atmsfera para absorber radiacin. Algunos cientficos piensan que las crecientes emisiones, provocadas por el hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar, generalmente denominados gases del efecto invernadero) estn calentando la Tierra y la atmsfera ms rpido de lo normal. Este fenmeno se conoce como calentamiento global. El cuadro 2-3 presenta una lista de los gases predominantes del efecto invernadero. Algunos cientficos prevn que si esta tendencia contina, se producirn cambios graduales en las condiciones climticas. Actualmente, se estn realizando estudios para determinar si las emisiones provocadas por el hombre son significativas para el fenmeno del calentamiento global.

Cuadro 2-3. Los gases del efecto invernaderoGas del efecto invernadero Dixido de carbono (CO2) % del total de los gases del efecto invernadero 50 Fuentes y % del total de los gases del efecto invernadero Energa de combustibles fsiles (35) Deforestacin (10) Agricultura (3) Industria (2) Energa de combustibles fsiles (4) Deforestacin (4) Agricultura (8) Energa de combustibles fsiles (4) Agricultura (2) Industria (20) Energa de combustibles fsiles (6) Industria (2)

Metano (CH4)

16

xido nitroso (N2O) Clorofluorocarbonos (CFC) Ozono (O3)

6 20 8

Fuente: Williams, M. 1993. La transparencia es una funcin no slo de nubosidad sino tambin de latitud. Los rayos solares deben atravesar una capa de atmsfera reflectora de dispersin ms espesa en las latitudes intermedias y altas que en las tropicales (figura 2-3). Este efecto vara segn las estaciones: en invierno es mayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que los rayos solares sean menos intensos en el horizonte (figura 2-4).

Figura 2.3. Relacin entre la transparencia y la latitud

Figura 2.3. Relacin entre la transparencia y la latitud

Figura 2-4.

Efecto estacional de la transparencia en determinada ubicacin

Duracin de la luz del daLa duracin de la luz de da tambin afecta la cantidad de insolacin recibida: mientras ms largo sea el perodo de luz solar, mayor ser la posible insolacin total. La duracin de la luz del da vara con la latitud y las estaciones. En el ecuador, el da y la noche son siempre iguales. En las regiones polares, el perodo de luz del da alcanza un mximo de 24 horas en verano y un mnimo de cero horas en invierno. La figura 2-5 muestra cmo vara esta duracin con las estaciones en el hemisferio norte.

Figura 2-5.

Variaciones estacionales en la duracin de la luz del da (hemisferio norte)

ngulo de los rayosEl ngulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra vara considerablemente a medida que el sol se mueve de un lado a otro del ecuador. Una superficie relativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad de insolacin. Por consiguiente, las reas donde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolacin, ya que estos deben atravesar una capa ms espesa de la atmsfera y se dispersan sobre una superficie mayor (figura 2-6). Este mismo principio se aplica al desplazamiento diario de los rayos solares. Al medioda, se produce la mayor intensidad de insolacin. Durante la maana y la tarde, cuando el sol se encuentra en un ngulo bajo, la intensidad de la insolacin es menor.

Figura 2-6.

Rayos oblicuos y verticales

Balance trmicoDado que la energa del sol siempre ingresa en la atmsfera, si toda la energa se almacenara en el sistema Tierra-atmsfera, la Tierra se podra recalentar. As, la energa se debe liberar de nuevo en el espacio. Por lo general, esto es lo que sucede. La radiacin recibida regresa como radiacin terrestre y da lugar a un balance trmico, llamado balance de radiacin. La figura 2-7 muestra el balance de radiacin (trmico) de la atmsfera. De cada 100 unidades de energa que ingresan en la atmsfera, 51 son absorbidas por la tierra, 19 por la atmsfera y 30 reflejadas nuevamente al espacio. Las 70 unidades que absorbe el sistema Tierra-atmsfera (51 + 19 unidades) son irradiadas nuevamente al espacio como una radiacin de onda larga.

Figura 2-7.

Radiacin y balance trmico promedio anual de la atmsfera para 100 unidades de radiacin solar recibida Fuente: National Academy of Sciences 1975, p. 18.

Distribucin del calorLa Tierra, en su totalidad, experimenta grandes contrastes entre el calor y el fro en cualquier poca. En el ecuador, soplan brisas tropicales clidas mientras que en las regiones polares se forman capas de hielo. De hecho, debido a las extremas diferencias de temperatura entre el ecuador y los polos, el sistema Tierra-atmsfera se asemeja a un motor trmico gigante. Los motores trmicos dependen de los contrastes caliente-fro para generar energa. Como se ver ms adelante, este motor trmico mundial influye en los principales modelos de circulacin atmosfrica a medida que el aire caliente se traslada a reas ms fras. Diversas reas de la Tierra que reciben diferentes intensidades de insolacin representan una gran parte de este desequilibrio del calor. Como se dijo anteriormente, la latitud, las estaciones y la duracin de la luz del da hacen que la intensidad de insolacin recibida vare segn el lugar.

Calentamiento diferencialLa superficie terrestre no slo recibe diferentes magnitudes de radiacin solar sino que las diversas superficies terrestres absorben energa trmica en magnitudes distintas. Por ejemplo, las masas de tierra absorben y almacenan calor de manera diferente que las de agua. Adems, la capacidad de absorber y almacenar el calor es diferente en los distintos tipos de superficies terrestres. El color, la forma, la textura de la superficie, la vegetacin y la presencia de construcciones pueden influir en el calentamiento y enfriamiento de la Tierra. Por lo general, las superficies secas se calientan y enfran ms rpidamente que las hmedas. Las reas aradas, las playas arenosas y los caminos pavimentados se calientan ms que las praderas y las reas boscosas. Durante el da, el aire de un terreno arado es ms clido que el de un bosque o un pantano; durante la noche, la situacin es inversa. La propiedad que hace que las diferentes superficies se calienten y se enfren en velocidades distintas se denomina calentamiento diferencial. La absorcin de la energa trmica del sol se confina en una capa poco profunda de la superficie terrestre. Por consiguiente, las superficies terrestres se calientan rpidamente durante el da y se enfran rpidamente durante la noche. En cambio, las superficies acuticas se calientan y enfran ms lentamente que las terrestres por las siguientes razones: El movimiento del agua produce calor Los rayos solares pueden penetrar la superficie acutica Se requiere ms calor para cambiar la temperatura del agua debido a su mayor calor especfico (se requiere ms energa para aumentar la temperatura del agua que para cambiar la temperatura de la misma cantidad de suelo) La evaporacin del agua es un proceso de enfriamiento

Transporte de calorAdems de la radiacin, el calor se transmite por conduccin, conveccin y adveccin. Estos procesos afectan la temperatura de la atmsfera cercana a la superficie terrestre. La conduccin es el proceso por el cual se transmite el calor a travs de la materia sin que esta en s se transfiera. Por ejemplo, el asa de una sartn de hierro se calienta debido a la conduccin de calor del mechero de la estufa. El calor es conducido de un objeto ms caliente a uno ms fro. La transferencia de calor a travs de la conveccin se produce cuando la materia est en movimiento. El aire que se calienta a travs de una superficie terrestre calentada (por conduccin) se elevar porque es ms liviano que el del ambiente. El aire calentado se eleva y transfiere el calor verticalmente. As mismo, el aire en altura ms fro se hundir porque es ms pesado que el aire del ambiente. Esto va de la mano con el aumento del aire y es parte de la transferencia de calor por conveccin. Los meteorlogos tambin emplean el trmino

adveccin para denotar la transferencia de calor que se produce principalmente por el movimiento horizontal antes que por el movimiento vertical del aire (conveccin).

Distribucin mundial del calorComo se ha mencionado anteriormente, la distribucin mundial de la insolacin est estrechamente relacionada con la latitud. La insolacin total anual es mayor en el ecuador y disminuye hacia los polos. La figura 2-8 muestra la cantidad de radiacin solar absorbida por la Tierra y la atmsfera (lnea punteada) en comparacin con la onda larga de radiacin que sale de la atmsfera (lnea negra). La cantidad de insolacin recibida anualmente en el ecuador es cuatro veces mayor que la recibida en cualquiera de los polos. A medida que los rayos solares se desplazan estacionalmente de un hemisferio a otro, la zona de insolacin diaria mxima posible se mueve con estos. Para la Tierra como un todo, las ganancias de energa solar equivalen a las prdidas de energa que regresan al espacio (balance trmico). Sin embargo, como la regin ecuatorial obtiene ms calor que el que pierde y como los polos pierden ms calor que el que obtienen (como lo seala la figura 2-8), algo debe suceder para que el calor se distribuya de manera ms uniforme alrededor de la Tierra. De otro modo, las regiones ecuatoriales seguiran calentndose y los polos enfrindose. Por lo tanto, para lograr un equilibrio, las circulaciones atmosfricas y ocenicas realizan una transferencia continua de calor a larga escala (de latitudes bajas a altas).

Figura 2-8.

Distribucin latitudinal del calor

La atmsfera conduce el aire clido hacia los polos y el aire fro hacia el ecuador. La transferencia de calor de los trpicos hacia los polos se produce durante todo el ao pero en una escala mucho menor en verano que en invierno. En verano, la diferencia de temperatura entre las latitudes bajas y altas es considerablemente menor que en invierno (50% menos en el hemisferio norte). Como se podra esperar, el hemisferio de invierno tiene una prdida neta de energa, y el hemisferio de verano, una ganancia neta. La mayor parte de la ganancia del esto se almacena en las capas superficiales de la Tierra y el ocano, principalmente en este ltimo. Los ocanos tambin desempean un papel importante en el intercambio de calor. El agua caliente fluye hacia los polos a lo largo del lado occidental de una cuenca del ocano y el agua fra hacia el ecuador en el lado oriental. En latitudes ms altas, el agua caliente se mueve hacia los polos en el lado oriental de la cuenca del ocano y el agua fra hacia el ecuador en el lado occidental. Las corrientes ocenicas se encargan de transportar aproximadamente 40 por ciento de la energa del ecuador hacia los polos. El 60 por ciento restante se atribuye al movimiento del aire.

Ejercicio de revisin1. 2. La fuente de energa responsable de la circulacin atmosfrica y ocenica es _____________. Enumere los cuatro factores que determinan la cantidad de insolacin recibida por la Tierra.

. 3. La fraccin de energa reflejada por una superficie en comparacin con la cantidad recibida por la superficie de la terrestre es: a. La atmsfera b. El albedo c. El balance trmico d. La constante solar 4. Cul de las siguientes sustancias almacena ms energa trmica que los dems compuestos atmosfricos combinados? a. b. c. d. 5. El dixido de carbono El ozono El vapor de agua El nitrgeno

Cuando el aire est nublado o muy contaminado, la superficie terrestre recibir insolacin directa. a. Ms b. Menos Explique por qu. __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________.

6.

Explique el efecto invernadero. __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________.

7.

Verdadero o falso? Los rayos oblicuos producen ms calor por unidad de rea que los verticales. a. b. Verdadero Falso

8.

Dado que la atmsfera de la Tierra agota la radiacin solar que la atraviesa cunta radiacin recibida en el lmite exterior de la atmsfera llega a la superficie terrestre? a. b. c. d. Un cuarto La mitad Toda Nada

9. El balance trmico en la Tierra implica que: a. b. c. d. La Tierra fra retiene todo el calor que recibe Los polos retienen tanto calor como el que irradia el ecuador El sistema Tierra-atmsfera pierde tanto calor como el que obtiene La Tierra se calienta en invierno y se enfra en verano

10. Qu es el calentamiento diferencial? __________________________________________________________________________ __________________________________________________________________________. 11. Verdadero o falso? La transferencia de calor por conduccin implica el movimiento de la materia. a. Verdadero b. Falso 12. Cuando el aire entra en contacto con la Tierra calentada y se calienta, se produce _______________________ .

13. El proceso de calentamiento que causa la mezcla vertical del aire sobre la superficie terrestre se denomina: a. b. c. Conduccin Conveccin Adveccin

14. Verdadero o falso? Las circulaciones ocenicas y atmosfricas redistribuyen la energa recibida por el sol. a. b. Verdadero Falso

Respuestas del ejercicio de revisin1. El sol La fuente de energa responsable de la circulacin atmosfrica y ocenica es el sol. 2. La constante solar La transparencia de la atmsfera La duracin de la luz del da El ngulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra Los cuatro factores que determinan la cantidad de insolacin recibida por la Tierra son: 3. La constante solar La transparencia de la atmsfera La duracin de la luz del da El ngulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra.

b. El albedo La fraccin de energa reflejada por una superficie en comparacin con la cantidad producida en esta es su albedo.

4.

c.

El vapor de agua

El vapor de agua almacena ms energa trmica que los dems componentes atmosfricos combinados. 5. b. Menos Cuando el aire est nublado o muy contaminado, se recibir menos insolacin directa porque los gases atmosfricos y las nubes absorben y reflejan la radiacin solar. 6. El efecto invernadero es la capacidad de la atmsfera para absorber la radiacin terrestre e irradiar nuevamente el calor a la superficie de la Tierra. b. Falso

7.

Los rayos oblicuos producen menos calentamiento por unidad de rea que los verticales. 8. b. La mitad La atmsfera de la Tierra consume la radiacin solar que la atraviesa; la mitad de la radiacin recibida en el lmite exterior de la atmsfera llega a la superficie terrestre.

9.

c.

El sistema Tierra-atmsfera pierde tanto calor como el que recibe

El balance trmico de la Tierra implica que el sistema Tierra-atmsfera pierde tanto calor como el que recibe. 10. El calentamiento diferencial es la capacidad de algunos objetos para absorber y retener el calor mejor que otros. 11. b. Falso La transferencia de calor por conduccin no implica el movimiento de la materia. La conduccin es el proceso por el cual se transfiere el calor a travs de la materia sin que se produzca la transferencia de esta en s. 12. Conduccin Cuando el aire entra en contacto con la Tierra calentada y se calienta, se produce la conduccin. 13. b. Conveccin El proceso de calentamiento que causa la mezcla vertical del aire sobre la superficie terrestre se denomina conveccin. 14. a. Verdadero

Las circulaciones atmosfricas redistribuyen la energa recibida por el sol.

BibliografaDemillo, R., 1994. How Weather Works. Emeryville, CA: Ziff Davis Press. Drake, R.L. y otros, 1979. Mathematical Models for Atmospheric Pollutants. EA-1131. Preparado para el Electric Power Research Institute. Houghton, D.D., 1985. Handbook of Applied Meteorology, Nueva York: John Wiley & Sons. Lockwood, J.G., 1974. World Climatology, an Environmental Approach. Nueva York: St. Martins Press. National Academy of Sciences, 1975. Understanding Climatic Change. U.S. Air Force, 1962. Weather for Aircrews. AF Manual 105-5. Wallace, J.M. y otros, 1977. Atmospheric Science: An Introductory Survey. Nueva York: Academic Press. Williams, J., 1992. The Weather Book. USA Today. Nueva York: Random House. Williams, M., 1993. Planet Management. Nueva York: Oxford University Press.