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La radiación infrarroja corresponde principalmente a la energía irradiada por la tierra. Una pequeña parte de esta es irradiada directamente al espacio mientras que la gran mayoría es absorbida por las nubes. Estas a su vez irradian tanto devuelta a la tierra como al espació. El origen del calentamiento global es principalmente una consecuencia de este flujo de la tierra a la atmósfera y de esta ultima a la superficie de la tierra.

>Modelo

ID:(536, 0)

Iframe

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ID:(15667, 0)

Imagen

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Al calentarse el planeta con la radiación absorbida (1-a_e)(1-\gamma_v)I_s comienza a irradiar radiación infrarroja I_e. Una fracción (1-\gamma_i)I_e escapa en forma directa al espacio mientras que el restante \gamma_iI_e interactua con la capa de nubes. En este caso \gamma_i es la cobertura que detecta la radiación infrarroja que no es visible para nosotros.

La atmósfera en si es modelada como un sistema con una parte superior, que absorbe radiación visible (1-a_a)\gamma_vI_s, e inferior que absorbe la radiación infrarroja del planeta \gamma_iI_e. La parte superior emite hacia el espacio y hacia la parte inferior con una intensidad I_t mientras que la parte inferior lo hace hacia la parte superior de la atmósfera y hacia el planeta con una intensidad I_b.

Finalmente se tienen otros fenómeno como conducción y convección que hacen que exista un flujo de energía adicional de la superficie de la tierra a la parte inferior de la nube. La intensidad asociada la denominamos I_d.

Balance infrarrojo

ID:(3074, 0)

Imagen

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La emisividad de la superficie fluctuar entre 0.7 (océano), 0.8 (desiertos), 0.9 (nieve) y 1.0 (vegetación):

ID:(3073, 0)

Imagen

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Al asociar la ley de Stefan Boltzmann la temperatura de un cuerpo con la radiación emitida, se puede usar esta ultima para determinar la temperatura de la superficie del planeta:

Temperatura del planeta

ID:(3075, 0)

Ecuación

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Al igual que ocurre con la radiación visible, la atmósfera interactúa con la radiación infrarroja. De manera similar a cómo se modela la interacción con la atmósfera en el caso de la radiación visible utilizando la cobertura visible (VIS) ($\gamma_v$), se puede introducir cobertura infrarroja (NIR) ($\gamma_i$) que afecta a la radiación infrarroja.

Por ello, la intensidad NIR emitida por la tierra al espacio ($I_{es}$) es igual a la intensidad NIR emitida por la tierra ($I_e$) ponderado por un factor que depende de cobertura infrarroja (NIR) ($\gamma_i$), de modo que:

ID:(4677, 0)

Ecuación

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De la radiación terrestre $I_e$, que en su mayoría

La fracción de radiación que interactúa con la atmósfera se calcula utilizando la cobertura $\gamma$ mediante

ID:(4684, 0)

Ecuación

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Si la Tierra está a una temperatura $T_e$, emite radiación de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann con una intensidad dada por la siguiente fórmula:

donde $\sigma$ es la constante de Stefan-Boltzmann y $\epsilon$ es el coeficiente de emisividad. La constante de Stefan-Boltzmann $\sigma$ tiene un valor de aproximadamente $5.67 \times 10^{-8} W/m^2K^4$ y el coeficiente de emisividad $\epsilon$ representa la eficiencia con la que la superficie terrestre emite radiación, siendo un valor entre 0 y 1.

ID:(4676, 0)

Ecuación

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La intensidad $I$ emitida por un cuerpo a temperatura $T$ se rige por la ley de Stefan-Boltzmann, que se expresa como:

donde $\epsilon$ es la emisividad y $\sigma$ es la constante de Stefan-Boltzmann. Por lo tanto, en el caso del borde inferior de la nube, que tiene una temperatura $T_b$, la intensidad será:

ID:(4679, 0)

Ecuación

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Si la parte superior de la atmósfera esta a una temperatura $T_t$, emite radiación, en su mayoría

según a la ley de Stefan Boltzmann

donde $\sigma$ es la constante de Stefan Boltzmann y $\epsilon$ el coeficiente de emisividad.

ID:(4680, 0)

Descripción

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Si observamos la distribución del calor transportado por convección en la superficie del planeta, se puede notar que existen niveles más o menos constantes. Por un lado, tenemos las zonas oceánicas y continentales con un flujo de alrededor de $17 W/m^2$ (ascendente) y aproximadamente $-30 W/m^2$ (descendente) en las áreas cubiertas de nieve y hielo:

Promedio anual de calor transportado por convección calculado de ECMWF 40-años re analizados (Kallberg et al 2005). Cuidado: este diagrama usa la convención de que un flujo ascendente es negativo a diferencia que el presente texto que la define como positiva.

Estos datos provienen de una reanálisis de 40 años realizado por Kallberg P., Berrisford P., Hoskins B., Simmons A., Uppala S., Lamy-Thepaut S., Hine R., 2005: ERA-40 Atlas. Reading, Reino Unido, ECMWF Re-Analysis Project (Kallberg et al., 2005).

ID:(9263, 0)

Php

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Si se observa la radiación de onda larga (NIR) se ve que existe un máximo en torno al mes de agosto/septiembre de todos los años:

Esto se debe a que el hemisferio norte presenta mayor masas continentales por lo que estas reflejan mayormente cuando es verano en dicho hemisferio..

ID:(9324, 0)

Php

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La radiación de onda larga (NIR) es en primera aproximación simétrica en torno al ecuador fuera de presentar un máximo en torno de los grados -20 y +20:

Esto corresponde tanto a la falta de masa continental en torno al ecuador y la baja de intensidad hacia los polos por efecto de la incidencia inclinada de la radiación.

ID:(9325, 0)

Concepto

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By modeling la energía transmitido por conducción y evaporación ($I_d$), a relationship for heat transport can be established that includes the difference between la temperatura de la superficie de la tierra ($T_e$) and la temperatura de la parte inferior de la atmósfera ($T_b$) and la velocidad del viento ($u$), which is key in the process. The equation involves two constants, el coeficiente de calor latente ($\kappa_l$) and el coeficiente de convección ($\kappa_c$), such that:

el coeficiente de calor latente ($\kappa_l$) is on the order of 10.0 W/m² and el coeficiente de convección ($\kappa_c$) is on the order of 0.16 W/m²K, with la velocidad del viento ($u$) typically being around 8 m/s.

el coeficiente de calor latente ($\kappa_l$) primarily comes from the energy transported by moving masses of moist air, which release energy when condensed. El coeficiente de convección ($\kappa_c$) originates from the transport of air through convection and the corresponding adiabatic expansion, so it mainly depends on the temperature gradient.

ID:(15682, 0)

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Parámetros

$\gamma_i$

g_i

Cobertura de atmósfera para infrarroja (NIR)

-

$\kappa_l$

k_l

Coeficiente de calor latente

J/m^3

$\kappa_c$

k_c

Coeficiente de convección

J/m^3K

$\sigma$

s

Constante de Stefan Boltzmann

J/m^2K^4s

$\sigma$

s

Constante de Stefan Boltzmann

J/m^2K^4s

$\epsilon$

e

Emisividad

-

$\epsilon$

e

Emisividad

-

$I_b$

I_b

Intensidad NIR emitida por la parte inferior de la atmósfera

W/m^2

$I_t$

I_t

Intensidad NIR emitida por la parte superior de la atmósfera

W/m^2

$T_e$

T_e

Temperatura de la superficie de la tierra

K

$u$

u

Velocidad del viento

m/s

Variables

$I_d$

I_d

Energía transmitido por conducción y evaporación

W/m^2

$I_e$

I_e

Intensidad NIR emitida por la tierra

W/m^2

$I_{esa}$

I_esa

Intensidad NIR emitida por la tierra a la atmósfera

W/m^2

$I_{es}$

I_es

Intensidad NIR emitida por la tierra al espacio

W/m^2

$T_b$

T_b

Temperatura de la parte inferior de la atmósfera

K

$T_t$

T_t

Temperatura de la parte superior de la atmósfera

K

Cálculos

• Método alternativo
• Método tradicional
• Estrategia
• 2D
• 3D

Ecuación

Número

Primero, seleccione la ecuación: a , luego, seleccione la variable: a

---

Cálculos

Símbolo

Ecuación

Resuelto

Traducido

Cálculos

Símbolo

Ecuación

Resuelto

Traducido

Variable Dado Calcule Objetivo : Ecuación A utilizar

Ecuaciones

ID:(15678, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La intensidad que interactua ($I_i$) es la fracción definida por factor de interacción ($\gamma$) de la intensidad incidente ($I_s$), calculada de la siguiente manera:

$I_{esa} = \gamma_i I_e$

$I_i = \gamma I_s$

Condiciones

Variables

$\gamma$

$\gamma_i$

Cobertura de atmósfera para infrarroja (NIR)

$-$

6515

$I_s$

$I_e$

Intensidad NIR emitida por la tierra

$W/m^2$

6517

$I_i$

$I_{esa}$

Intensidad NIR emitida por la tierra a la atmósfera

$W/m^2$

6525

Relación

ID:(9986, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La intensidad transmitida ($I_t$) es igual a la intensidad incidente ($I_s$) disminuido por factor de interacción ($\gamma$), de modo que se obtiene:

$I_{es} =(1- \gamma_i ) I_e$

$I_t =(1- \gamma ) I_s$

Condiciones

Variables

$\gamma$

$\gamma_i$

Cobertura de atmósfera para infrarroja (NIR)

$-$

6515

$I_s$

$I_e$

Intensidad NIR emitida por la tierra

$W/m^2$

6517

$I_t$

$I_{es}$

Intensidad NIR emitida por la tierra al espacio

$W/m^2$

6518

Relación

ID:(10324, 0)

Ecuación

>Top, >Modelo

La Ley de Stefan-Boltzmann establece que la intensidad irradiada ($I$) es una función de la temperatura ($T$), utilizando las constantes la emisividad ($\epsilon$) y la constante de Stefan Boltzmann ($\sigma$), de la siguiente manera:

$I_e = \sigma \epsilon T_e ^4$

$I = \sigma \epsilon T ^4$

Condiciones

Variables

$\sigma$

Constante de Stefan Boltzmann

$J/m^2K^4s$

10368

$\epsilon$

Emisividad

$-$

10369

$I$

$I_e$

Intensidad NIR emitida por la tierra

$W/m^2$

6517

$T$

$T_e$

Temperatura de la superficie de la tierra

$K$

6516

Relación

ID:(14479, 1)

Ecuación

>Top, >Modelo

La Ley de Stefan-Boltzmann establece que la intensidad irradiada ($I$) es una función de la temperatura ($T$), utilizando las constantes la emisividad ($\epsilon$) y la constante de Stefan Boltzmann ($\sigma$), de la siguiente manera:

$I_b = \sigma \epsilon T_b ^4$

$I = \sigma \epsilon T ^4$

Condiciones

Variables

$\sigma$

Constante de Stefan Boltzmann

$J/m^2K^4s$

10368

$\epsilon$

Emisividad

$-$

10369

$I$

$I_b$

Intensidad NIR emitida por la parte inferior de la atmósfera

$W/m^2$

6523

$T$

$T_b$

Temperatura de la parte inferior de la atmósfera

$K$

6519

Relación

ID:(14479, 2)

Ecuación

>Top, >Modelo

La Ley de Stefan-Boltzmann establece que la intensidad irradiada ($I$) es una función de la temperatura ($T$), utilizando las constantes la emisividad ($\epsilon$) y la constante de Stefan Boltzmann ($\sigma$), de la siguiente manera:

$I_t = \sigma \epsilon T_t ^4$

$I = \sigma \epsilon T ^4$

Condiciones

Variables

$\sigma$

Constante de Stefan Boltzmann

$J/m^2K^4s$

10368

$\epsilon$

Emisividad

$-$

10369

$I$

$I_t$

Intensidad NIR emitida por la parte superior de la atmósfera

$W/m^2$

6524

$T$

$T_t$

Temperatura de la parte superior de la atmósfera

$K$

6520

Relación

ID:(14479, 3)

Ecuación

>Top, >Modelo

La energía transmitido por conducción y evaporación ($I_d$) depende de la diferencia entre la temperatura de la parte inferior de la atmósfera ($T_b$) y la temperatura de la superficie de la tierra ($T_e$), así como de la velocidad del viento ($u$) y las constantes el coeficiente de calor latente ($\kappa_l$) y el coeficiente de convección ($\kappa_c$), de la siguiente manera:

$I_d =( \kappa_l + \kappa_c ( T_e - T_b )) u$

Condiciones

Variables

$\kappa_l$

Coeficiente de calor latente

$J/m^3$

8093

$\kappa_c$

Coeficiente de convección

0.47

$J/m^3K$

6521

$I_d$

Energía transmitido por conducción y evaporación

$W/m^2$

6522

$T_b$

Temperatura de la parte inferior de la atmósfera

$K$

6519

$T_e$

Temperatura de la superficie de la tierra

$K$

6516

$u$

Velocidad del viento

$m/s$

8094

Relación

ID:(9270, 0)