RADIACIÓN SOLAR (II)

ATENUACIÓN DE LA RADIACIÓN SOLAR

El Sol es la principal fuente de energía para todos los procesos que ocurren en el sistema tierra - atmósfera – océano. Más del 99.9 % de la energía que este sistema recibe proviene del Sol. La radiación solar al pasar por la atmósfera sufre un proceso de debilitamiento por la dispersión (debida a los aerosoles), la reflexión (por las nubes) y la absorción (por las moléculas de gases y por partículas en suspensión).
Los procesos de atenuación que sufre la radiación solar en su trayectoria hacia la tierra son:
A. Dispersión. La radiación solar viaja en línea recta, pero los gases y partículas en la atmósfera pueden desviar esta energía, lo que se llama dispersión. La dispersión ocurre cuando un fotón afecta a un obstáculo sin ser absorbido cambiando solamente la dirección del recorrido de ese fotón. La dispersión depende de la longitud de onda, en el sentido de que cuanto más corta sea ésta, tanto mayor será la dispersión. Moléculas de gas con tamaños relativamente pequeño comparadas con la longitud de onda causan que la radiación incidente se disperse en todas las direcciones, hacia adelante y hacia atrás, este fenómeno es conocido como dispersión de Rayleigh. Aerosoles cuyos tamaños son comparables o exceden a las longitudes de onda de la radiación incidente, hacen que ésta no se disperse en todas las direcciones sino mayormente hacia adelante, fenómeno llamado dispersión de Mie.

B. Reflexión (Albedo). La capacidad de reflexión o fracción de la radiación reflejada por la superficie de la tierra o cualquier otra superficie se denomina Albedo. El albedo planetario es en promedio de un 30%. Esta energía se pierde y no interviene en el calentamiento de la atmósfera.
El albedo es la relación entre la radiación reflejada y la radiación incidente sobre una superficie horizontal. La Luna tiene sólo un 7% de albedo, porque no tiene atmósfera y en las noches de luna llena da un buen brillo.

Tabla 1. Albedo de algunas superficies comunes.
SUPERFICIE
ALBEDO %
Nieve fresca 80–85
Arena 20-30
Pasto 20-25
Bosque 5-10
Suelo seco 15-25
Agua (sol cerca del horizonte)50-80
Agua (sol cerca del cenit) 3-5
Nube gruesa 70-80
Nube delgada 25-30
Tierra y atmósfera global 30

En la figura se presenta el albedo medio mensual con cielo despejado para enero y julio a partir del experimento ERBE de la NASA, observándose una gran relación con los datos reportados en la tabla anterior, así como la influencia del ciclo anual de la posición del Sol.

C. Absorción por moléculas de gases y partículas en suspensión. La absorción de energía por un determinado gas tiene lugar cuando la frecuencia de la radiación electromagnética es similar a la frecuencia vibracional molecular del gas. Cuando un gas absorbe energía, esta se transforma en movimiento molecular interno que produce un aumento de temperatura. Los gases que son buenos absorbedores de radiación solar son importantes en el calentamiento de la atmósfera, por ejemplo, la absorción de radiación solar por el ozono proporciona la energía que calienta la estratosfera y la mesosfera. La absorción de radiación infrarroja procedente de la Tierra es importante en el balance energético de la atmósfera. Esta absorción por los gases traza, calienta la atmósfera, estimulándolos a emitir radiación de onda más larga. Parte de esta radiación es liberada al espacio, en niveles muy altos y otra parte es irradiada nuevamente a la Tierra. El efecto neto de este fenómeno permite que la Tierra almacene mas energía cerca de su superficie que la cantidad que podría almacenar si la Tierra no tuviera atmósfera, consecuentemente, la temperatura es más alta, del orden de 33°C más. Este proceso es conocido como el efecto de invernadero natural. Sin el efecto invernadero la temperatura promedio en la superficie seria aproximadamente de 18°C bajo cero y la vida en el planeta no seria posible.

En la figura se muestra la absorsibidad de diversos gases en la atmósfera para diferentes longitudes de onda. Se observa que el nitrógeno es mal absorbedor de radiación solar; el oxigeno y el ozono son buenos absorbedores de radiación ultravioleta en . Radiación difusa (Hd). Es la componente de la radiación solar que al encontrar pequeñas partículas en suspensión en la atmósfera en su camino hacia la tierra e interactuar con las nubes, es difundida en todas las direcciones; el flujo con el cual esta energía incide sobre una superficie horizontal por segundo es lo que llamamos radiación solar difusa


Sobre la superficie de la tierra la radiación difusa depende de:
a) La altura del Sol sobre el horizonte. A mayor altura, mayor es el flujo de radiación difusa.
b) Cantidad de partículas en la atmósfera. A mayor cantidad de partículas, mayor es la componente difusa; por consiguiente aumenta con la contaminación.
c) Nubosidad. Aumenta con la presencia de capas de nubes blancas relativamente delgadas.
d) Altura sobre el nivel del mar. Al aumentar la altura, el aporte de la radiación difusa es menor debido a que disminuye el espesor de las capas difusoras en la atmósfera.


Radiación global (H). La radiación global es toda la radiación que llega a la tierra que se mide sobre una superficie horizontal en un ángulo de 180 grados, resultado de la componente vertical de la radiación directa más la radiación difusa. El aporte de cada componente a la radiación global, varía con la altura del Sol, la transparencia de la atmósfera y la nubosidad. Su evaluación se efectúa por el flujo de esta energía por unidad de área y de tiempo sobre la superficie horizontal expuesta al sol y sin ningún tipo de sombra; de esta manera, si llamamos H al flujo de radiación global, Hd al flujo de radiación difusa y Hb la componente directa; se tiene que:


3 La radiación solar global diaria es el total de la energía solar en el día y sus valores típicos están dentro del rango de 1 a 35 MJ/m2 (megajoules por metro cuadrado). Recordando que es la intensidad de la radiación directa sobre la superficie normal a los rayos solares, h la altura del Sol, e la componente vertical de la radiación directa sobre una superficie horizontal.

4. El aporte de cada componente a la radiación global, varía con la altura del Sol, la transparencia de la atmósfera y la nubosidad.


La energía proveniente del sol puede ser absorbida por el suelo, difundida en la atmósfera o reflejada. De la energía absorbida por el suelo, parte penetra en el terreno, parte se utiliza en la evaporación del agua existente en el suelo y luego es transportada en la atmósfera en forma de calor latente y la ultima parte, viene cedida por contacto, a la atmósfera, que la distribuye en su interior mediante un mecanismo de convección turbulenta. En el balance energético global interviene también la radiación de onda larga emitida por la tierra.

Considerando, que al tope de la atmósfera llega un 100% de radiación solar, sólo un 25% llega directamente a la superficie de la Tierra y un 25% es dispersado por la atmósfera como radiación difusa hacia la superficie, esto hace que cerca de un 50% de la radiación total incidente llegue a la superficie terrestre. Un 20% es absorbido por las nubes y gases atmosféricos (como el ozono en la estratosfera). El otro 30% se pierde hacia el espacio, de este porcentaje, la atmósfera dispersa un 6%, las nubes reflejan un 20% y el suelo refleja el otro 4 %.

El flujo medio incidente en el tope de la atmósfera es un cuarto de la constante solar, es decir, unos 342 w/m2 y queda reducida en superficie (por reflexión y absorción) a unos 170 w/m2.

La Tierra tiene una temperatura media constante en el tiempo, por la existencia del balance entre la cantidad de radiación solar entrante y la radiación terrestre saliente, sino se calentaría o enfriaría continuamente. Por otra parte algunas regiones del planeta reciben mas radiación solar que otras, pero la radiación terrestre saliente es aproximadamente la misma en cualquier lugar del planeta. Por lo tanto, el balance de calor, debe producirse en dos formas:

1. Balance de energía total tierra/atmósfera. La cantidad de energía que llega a la superficie de la Tierra desde el Sol y desde la atmósfera, tiene que ser igual a la cantidad de energía que se refleja desde la superficie, más la que emite la Tierra al espacio.

2. Balance de energía entre diferentes zonas del planeta. En promedio la zona latitudinal entre 35ºN y 35ºS recibe más energía que la que pierde y lo contrario ocurre en zonas polares. Es conocido que las zonas centradas en el ecuador son las regiones más cálidas del planeta, lo contrario se produce en altas latitudes, donde se pierde mas calor por emisión de radiación de onda larga que la recibida en onda corta del Sol. Pero estas zonas no se calientan ni enfrían continuamente, por lo que existe un transporte de calor desde las regiones con exceso a las regiones con déficit de calor. Es un transporte desde el ecuador hacia los polos y viceversa, que lo realizan la atmósfera y los océanos a través de los vientos y las corrientes.

ENTRANTE y SALIENTE
Balance de calor de la superficie de la tierra
Radiación solar 170
Radiación terrestre 390
Radiación atmosférica 324
Evaporación 80
Conducción y Convección 24 Total 494 Total 494
Balance de calor de la atmósfera
Radiación solar 70
Radiación al espacio 200
Condensación 80
Radiación a la superficie 324
Radiación terrestre 390
Radiación de la tierra al espacio 40
Conducción 24 Total 564 Total 564
Balance de calor planetario
Radiación solar 342
Reflejada y dispersada 102
Radiación de atmósfera y nubes al espacio 200
Radiación de la tierra al espacio 40 Total 342 Total 342

Los experimentos para la determinación del balance radiativo de la Tierra han utilizado satélites para medir los parámetros fundamentales de la radiación (la cantidad de energía solar recibida por el planeta, el albedo planetario, la radiación terrestre emitida -referida como la Radiación saliente de Onda Larga ó ROL- y el balance planetario de energía neto -diferencia entre la energía solar absorbida y el ROL-). El experimento más reciente para medir estos parámetros es el Experimento del Balance de la Radiación de la Tierra de la NASA (ERBE).
Realizado por Araliz Ojeda Gallegos.