RADIACINLa energa emitida como radiacin se transmite en forma de ondas electromagnticas que pueden tener diferentes longitudes de onda. El conjunto de todas las longitudes de onda se denomina espectro electromagntico. El conjunto de las longitudes de onda emitidas por un cuerpo se denomina espectro de emisin y en el caso del sol, espectro solar.Es necesario tener clara la diferencia entre energa y transferencia de energa. Podemos equiparar la cantidad de energa a cantidad de materia. Para estudiar las transferencias de energa, es necesario tener en cuenta que se propaga a traves de una superficie y durante un perodo de tiempo. As, se define el poder emisivo de un cuerpo como la energa total emitida por segundo y por unidad de superficie.El poder emisivo de un cuerpo se calcula mediante la ley de Stefan como:

E (T) = sT 4 J Sm2

(1)

= 5.67X108J/sm2K4.(2)

Cuerpo negro es el que irradia energa a la mxima tasa posible para una temperatura dada, es decir s = 1. La longitud de onda en la que un cuerpo tiene su mximo de emisin viene dada por la ley de Wien:

Cuando la radiacin alcanza un cuerpo, pueden producirse 3 fenmenos:

1. Reflexin

2. Absorcin

3. Transmisin

La fraccin de energa que se refleja se denomina reflectancia o albedo (), la fraccin de energa que se absorbe se denomina absortancia () y la transmitida transmitancia ( ).Los valores de y varan en funcin del tipo de material de que se trate y en funcin de la longitud de onda.

1. BALANCE DE RADIACIN

El balance de radiacin infrarroja resulta del resultado de sumar al balance la cantidad de radiacin de onda larga que procede de la atmsfera menos la radiacin trmica que pierde la superficie terrestre en funcin de su temperatura. As la radiacin total en el suelo (radiacin neta) ser:

Rn = R neta = (Q+q) (1- a ) + (Ientrante - Isaliente )

Esta es la expresin que permite la estimacin de la radiacin neta; donde, el primer sumando es la radiacin solar absorbida por la superficie terrestre; y, el segundo es la radiacin infrarroja perdida resultante del intercambio existente entre la superficie terrestre y la atmsfera.

Sintetizando todas las expresiones expuestas la radiacin neta se puede estimar a partir de la expresin (FAO 56 Penman):

Rn (R neta ) = Rg (1- a ) - Rbof = Rg (1- a ) (f Rbo)

La expresin despus dehacer todas las estimaciones y sustituciones, quedara:

Rn = (0.77) Ra (0,25 + 0,50 n/N) [(0,9 (n/N) + 0,1) (0,34 0.14 ea 0,5) s [T mx 4 + T mn 4]/2] [MJ m-2 da-1]

ea: tensin de vapor [en kPa]

s : constante de Stefan-Boltzmann: s = 4,903 10-9 MJ m-2 da-1 K-4

T mx es la temperatura mxima en K ; y T mn es la temperatura mnima en K Kelvin = 273,15 + tm ( C)Ra : radiacin global extraterrestre [MJ m-2 da-1] n : nmero de horas de sol efectivas [h da-1]N : insolacin mxima [h da-1]

2. BALANCE ENERGTICO TERRESTRE

La cantidad media de energa que recibe la Tierra resulta de dividir la constante solar entre 4 (340 J/m2s).Esta energa pasa por una serie de procesos y transformaciones en el interior del sistema climtico que suelen representarse mediante un modelo de balance enrgtico. Para ello se considera que la cantidad de energa que llega a la Tierra (340 J/m2s) equivale a 100 unidades.Parte de la radiacin solar que llega a la tierra es reflejada, el porcentaje reflejado se denomina albedo. Podemos hablar por un lado del albedo planetario (todo el sistema tierra atmsfera) y el balance energtico planetario y por otro del albedo local y de balance energtico local. El albedo planetario medio es de 30%.Por otro lado, la radiacin que llega a la tierra, transmitida por la atmsfera, lo hace de dos modos, como radiacin directa y como radiacin difusa. La difusin de la radiacin es la redistribucin de energa en la atmsfera debido a que las molculas que hay en la misma la transmiten dispersandola, debido a este proceso el cielo aparece iluminado.El conjunto tierra atmsfera debe emitir energa para compensar la energa entrante. El total de energa saliente debe ser igual al de la energa que ha entrado (340 J/m2s) para mantener el equilibrio energtico. Si se suma la radiacin solar reflejada y las emisiones hacia el espacio de la superficie y la atmsfera, el resultado es 100.Sin embargo, para que la tierra emitiera 340 J/m2s bastara con una temperatura de unos 15oC. La razn de que la temperatura media planetaria sea mayor est en el llamado efecto invernadero. Algunos de los gases que componen la atmsfera (vapor de agua, dixido de carbono y ozono) son capaces de absorber radiacin de onda larga, esto supone un incremento en el contenido de energa de la atmsfera que debe ser compensado incrementando la emisin de energa, para lo cual debe aumentar la tem- peratura atmosfrica.La superficie terrestre recibe Q + q = 45 unidades de radiacin y pierde I1 I2 = 16 unidades tambin por radiacin. Las restantes 29 unidades seran suficientes para in- crementar la temperatura del suelo unos 250oC diarios si no fuera por la tranmisin de esta energa hacia la atmsfera mediante procesos de conduccin y conveccin. El ms importante de estos procesos es la evapotranspiracin-condensacin que transfiere a la atmsfera 23 unidades de energa en forma de calor latente (LE). El resto se transmite a la atmsfera como calor sensible (H). Tambin es necesario tener en cuenta el calor que se comunica o que transmite el suelo (G). Se denomina constante de Bowen a = HLE

que resulta un buen indicador de la aridez de un clima.Las siguientes ecuaciones representan el balance energtico de un lugar.

(Q + q)(1 ) + I1 + I2 + H + LE + G = 0(4)

Rn = Q + q + I1 + I2(5)

Este balance vara a lo largo del da y depende de las caractersticas concretas de la superficie terrestre.Aplicando la ley de Wien aplicada de nuevo a la temperatura terrestre, la mxima emisin energtica se produce entre 4 y 100 con un mximo en 10 m.