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Radiación visible
Storyboard 
En el caso de la radiación visible encontramos que esta se da ante todo en el momento que la luz solar incide sobre el planeta. Una parte de esta interactua con las nubes (ocurriendo absorción y reflexión), mientras que el resto lo hace con la superficie (nuevamente absorción y reflexión).
ID:(535, 0)
Absorción y reflexión de radiación
Concepto
La radiación puede ser absorbida y reflejada en interfaces entre dos medios (en este caso aire y nubes/suelo). La intensidad incidente ($I_s$) se refleja en función de el albedo ($a$) resultando la intensidad reflejada ($I_r$) según:
| $ I_r = a I_s $ |
Por otro lado existe una componente la intensidad absorbida ($I_a$) que es el complemento de la intensidad reflejada ($I_r$) según:
| $ I_a = (1- a ) I_s $ |
Esto se puede repressentar en forma grafica como se ve a continuación:
Absorción y Reflexión de Radiación
ID:(3067, 0)
Albedos de la superficie terrestre según tipo
Descripción
Los albedos según el tipo de superficie son:
| Tipo de superficie | Albedo |
| Bosque siempreverde de hoja caduca | 0.12 |
| Bosque siempreverde de hoja ancha | 0.12 |
| Bosque caducifolio de hoja caduca | 0.14 |
| Bosque caducifolio de hoja ancha | 0.16 |
| Bosque mixto | 0.13 |
| Arbustos cerrados | 0.22 |
| Arbustos abiertos | 0.22 |
| Sabanas leñosas | 0.20 |
| Sabanas | 0.20 |
| Pastizales | 0.19 |
| Humedales permanentes | 0.12 |
| Tierras de cultivo | 0.19 |
| Urbana y urbanizada | 0.18 |
| Mosaicos de tierras de cultivo | 0.18 |
| Hielo de nieve | 0.55 |
| Estéril o escasamente vegetado | 0.25 |
| Cuerpos de agua | 0.08 |
La clasificación está definida en (MODIS Land Cover and Land-Cover Change)
ID:(10830, 0)
Interacción de la luz con un medio
Concepto
En general, la luz puede interactuar con el medio a través del cual se propaga.
Para modelar esta interacción, se puede introducir una probabilidad de que ocurra dicha interacción.
En este sentido, habrá una fracción de luz que interactúa y el complemento que continúa propagándose sin interactuar.
ID:(9985, 0)
Albedos superficie terrestre
Imagen
El albedo de un cuerpo indica la fracción de radiación que es reflejada. Aunque esta es una función de la frecuencia de la luz, se puede considerar que la variación es menor dentro de un tipo de radiación. En este caso, nos interesa principalmente cómo se refleja la luz visible. En el caso de la Tierra, esto es:
NASA Visible Earth: Global Albedo
La NASA, a través de su Observatorio de la Tierra, permite estudiar la distribución mensual e incluso diaria del albedo de la superficie en su página:
NASA Earth Observatory - Albedo
Las diferentes áreas se pueden identificar utilizando la clasificación de la página:
NASA Earth Observatory - Land Cover
para establecer el albedo promedio típico por tipo de área (el albedo puede fluctuar durante el año).
ID:(3068, 0)
Relación grosor óptico y albedo atmosférico
Imagen
Uno de los parámetros que no es medido directamente por los satélites es el albedo atmosférico. Sin embargo, este se relaciona con la radiación de manera similar al grosor óptico de la atmósfera, como se indica en la siguiente gráfica:
Relaciones de grosor óptico y albedo atmosférico con radiación (MERIS Cloud Albedo and Cloud Optical Thickness, Jürgen Fischer, Rene Preusker, Lothar Schiller, Free University Berlin, Institute for Space Science)
Por ello, se puede inferir un comportamiento del albedo $a_a$ del tipo:
$a_a \sim 1 - e^{-\delta/\delta_0}$
donde $\delta$ es el grosor óptico y $\delta_0$ es un grosor característico de aproximadamente 55 [-].
ID:(9922, 0)
Albedo superficie terrestre en función del tiempo (D0+1)
Php
El albedo resulta algo mayor que el valor estimado por las mediciones de flujos, mostrando que se mantiene constante en el tiempo no existiendo una explicación clara para el único valor que diverge:
La marcada estacionalidad se puede deber a las nieves en invierno en el hemisferio norte que aumentan el albedo en forma sustancial.
ID:(9288, 0)
Estimación grosor óptico atmósfera en función del tiempo (D0+1)
Php
Para estimar el albedo, se puede considerar el grosor óptico de la atmósfera, que tiende a ser mayor en la segunda mitad del año y ha mostrado una leve tendencia a la baja en los últimos años:
La marcada estacionalidad puede deberse a las nevadas en el invierno del hemisferio norte, que aumentan el albedo de manera sustancial.
ID:(9326, 0)
Albedo superficie terrestre en función de la latitud (D1+0)
Php
Si se promedia el albedo por latitud se obtiene una curva de la forma:
Resaltan los altos albedos en los extremos que corresponden a la alta reflexión debido a los hieles de la antártica y del ártico siendo estos últimos menores por los deshielo de verano. El menor valor promedio en el hemisferio sur radica de la mayor superficie de océanos que existe en comparación con el hemisferio sur. La baja a cero en el hemisferio sur corresponde a una falta de mediciones ya que en esta zona solo hay océano y solo un periodo veraniego con luz solar.
ID:(9284, 0)
Estimación grosor óptico atmosférico en función de la latitud (D1+0)
Php
Si se promedia el grosor óptico por latitud, se obtiene una curva con la siguiente forma:
Destacan altos grosores ópticos en los extremos, que corresponden a la alta reflexión debido a los hielos de la Antártida y del Ártico, siendo estos últimos menores por el deshielo de verano. El menor valor promedio en el hemisferio sur se debe a la mayor superficie de océanos en comparación con el hemisferio norte. La baja a cero en el hemisferio sur corresponde a una falta de mediciones, ya que en esta zona solo hay océano y solo un periodo veraniego con luz solar.
ID:(9327, 0)
Cobertura visible (nubes)
Descripción
En promedio, las nubes cubren más del 40% de la superficie de la Tierra:
Cobertura de nubes
Dado que son visibles, las nubes reflejan la luz, lo que se traduce en radiación visible y está relacionado con el albedo atmosférico.
ID:(3071, 0)
Cobertura visible en función del tiempo (D0+1)
Php
La cobertura muestra valores promedios mayores a los que se obtiene de los modelos. Ademas muestra una leve tendencia al aumento que puede corresponder a efectos del cambio climático de aumento de agua en la atmósfera:
La estacionalidad corresponde a los periodos de verano/invierno en que se concentran las temperadas de lluvias.
ID:(9289, 0)
Cobertura visible en función de la latitud (D1+0)
Php
Si se promedia la fracción de cobertura de las nubes según la latitud se obtiene la siguiente distribución:
Se observa que existe un máximo central que corresponde a la convección ecuatorial. Luego se observan dos mínimos en las latitudes en torno a los borde de las celdas de Hardley ambos hemisferios. Finalmente baja nuevamente hacia la celda polar.
ID:(9277, 0)
Modelo de radiación visible
Descripción
De la intensidad media de la tierra ($I_p$), una fracción igual a la cobertura de atmósfera para radiación VIS ($\gamma_v$),
$\gamma_v I_p$
interactúa con la atmósfera, mientras que el resto,
$(1-\gamma_v) I_p$
llega a la superficie terrestre. La cobertura de atmósfera para radiación VIS ($\gamma_v$) representa la proporción de la superficie que está cubierta por nubes.
En el caso de la atmósfera, el albedo de la atmósfera de la tierra ($a_a$) determina la absorción y la reflexión. De la fracción que interactúa con la atmósfera, una fracción,
$a_a \gamma_v I_p$
es reflejada, mientras que,
$(1-a_a) \gamma_v I_p$
es absorbida.
En el caso del planeta, el albedo de la superficie del planeta ($a_e$) determina la absorción y la reflexión. De la fracción que llega al planeta, una fracción,
$a_e (1-\gamma_v) I_p$
es reflejada, mientras que,
$(1-a_e) (1-\gamma_v) I_p$
es absorbida.
ID:(3072, 0)
Intensidad VIS que interactua con la atmósfera
Ecuación
De la radiación solar la intensidad media de la tierra ($I_p$) incidente, una fracción la cobertura de atmósfera para radiación VIS ($\gamma_v$) interactúa con la nube que absorbe una intensidad VIS que interactua con las atmósfera ($I_{sav}$), calculándose de la siguiente manera:
| $ I_{sav} = \gamma_v I_p $ |
Si consideramos los valores del modelo D1+0, la radiación solar es del orden de:
$I_s \sim 342 W/m^2$
y un total de:
$I_{sav} \sim 157 W/m^2$
interactúa con la atmósfera, lo que significa que la cobertura visible es del orden de:
$\gamma_v \sim 0.46$
.
ID:(4670, 0)
Fracción de intensidad VIS reflejada por la atmósfera
Ecuación
La intensidad VIS reflejadas por la atmósfera ($I_{asv}$) se calcula utilizando el albedo de la atmósfera de la tierra ($a_a$) y la intensidad VIS que interactua con las atmósfera ($I_{sav}$) mediante:
| $ I_{asv} = a_a I_{sav} $ |
Reflejando en un modelo D1+0,
$I_{asv} \sim 79 W/m^2$
del total de
$\gamma_v I_s \sim 157 W/m^2$
que interactúa con la atmósfera, se concluye que el albedo de esta debe ser del orden de
$a_a \sim 0.503$
.
ID:(4672, 0)
Fracción de intensidad VIS absorbida en atmósfera
Ecuación
La intensidad VIS absorbida por la atmósfera ($I_{sa}$) se calcula utilizando el albedo de la atmósfera de la tierra ($a_a$) y la intensidad VIS que interactua con las atmósfera ($I_{sav}$) mediante:
| $ I_{sa} = (1- a_a ) I_{sav} $ |
En un modelo D1+0, esto corresponde a:
$I_{sa} \sim 78 W/m^2$
lo que equivale al 22.8% de la radiación incidente.
ID:(4671, 0)
Intensidad VIS que llega a la superficie del planeta
Ecuación
De la intensidad media de la tierra ($I_p$), solo una fracción llega a la superficie de la Tierra. El factor que lo determina es la cobertura de atmósfera para radiación VIS ($\gamma_v$), por lo que la intensidad VIS que llega a la superficie de la tierra ($I_{sev}$) se expresa como:
| $ I_{sev} =(1- \gamma_v ) I_p $ |
Con una intensidad solar de
$I_s \sim 342 W/m^2$
y una cobertura atmosférica de
$\gamma_v \sim 0.459$
la radiación que alcanza la superficie de la Tierra es:
$I_{sev} \sim 185 W/m^2$
Esto corresponde al 54.1% de la radiación solar. Esta radiación, que tiene en cuenta la pérdida de intensidad debido a la cobertura atmosférica, es lo que se conoce como insolación solar.
ID:(4673, 0)
Insolación en el tiempo (D0+1)
Php
La insolación terrestre muestra valores algo mas altos que lo que se estima con el modelo. Por otro lado se observa un incremento importante desde el 2010 cuyo origen no queda bien claro:
Cabe mencionar que en el 2010 las manchas solares pasaron por un mínimo y en 2017 ya se sobrepaso el máximo que se asocia a un incremento de la radiación solar. Sin embargo el efecto es menor (menos de 0.1%) por lo que no explicaría la magnitud del incremento.
Por otro lado se observa un efecto estacionalidad que marca un valor mayor para el inicio del año.
ID:(9287, 0)
Insolación según latitud (D1+0)
Php
La insolación en la tierra es la radiación visible (onda larga) que llega a la superficie de la tierra. El promedio general, en tiempo y posición en la tierra, es de
Esta curva muestra que la intensidad en el ecuador es máxima superando los
ID:(9283, 0)
Fracción de intensidad VIS reflejada por la tierra
Ecuación
En un modelo D1+0, la radiación que llega a la superficie terrestre se estima en:
$I_{sev} \sim 184 W/m^2$
De esta cantidad, una fracción aproximada de:
$I_{esv} \sim 23 W/m^2$
es reflejada de vuelta al espacio. Por lo tanto, se puede concluir que el albedo de la superficie terrestre debe ser del orden de:
$a_e \sim 0.125$
Este valor está influenciado por el bajo albedo de los océanos (0.06), los cuales cubren aproximadamente el 72% del planeta.
ID:(4674, 0)
Fracción de intensidad VIS absorbido por la tierra
Ecuación
De la intensidad VIS que llega a la superficie de la tierra ($I_{sev}$), una fracción proporcional a el albedo de la superficie del planeta ($a_e$) es reflejada, mientras que el complemento es absorbido por la Tierra. Por lo tanto, la intensidad VIS absorbida por la tierra ($I_{ev}$) se calcula como:
| $ I_{ev} = (1- a_e ) I_{sev} $ |
Con un albedo de
$a_e \sim 0.125$
y una radiación solar incidente de
$I_{sev} \sim 184 W/m^2$
se obtiene que:
$I_{ev} \sim 161 W/m^2$
es la cantidad de radiación solar absorbida por la Tierra. Esto corresponde al 87.5% de la radiación solar incidente.
ID:(4675, 0)
Reflexión onda corta en el tiempo (D0+1)
Php
La reflexión de onda corta corresponde a la suma de lo que refleja la atmósfera (unos 79 W/m2) y la superficie de la tierra (unos 23 W/m2) lo que corresponde unos 102 W/m2 lo que es algo superior a los 97 W/m2 que indican las estimaciones.
En la curva estacional se observan valores sobre el valor esperado alrededor del inicio del año lo que podría corresponder al incremento del albedo por efecto de nieve en el hemisferio norte.
ID:(9290, 0)
Reflexión onda corta según latitud (D1+0)
Php
La reflexión en onda corta (luz visible) se origina tanto en la superficie como en las nubes. Al ser la primera solo del orden de
una baja en las zonas aledañas al ecuador. Esto es en las zonas en las celdas de Hardley en que existe una baja cobertura y por ello una menor reflexión. Esto cambia hacia los polos en que la radiación en si disminuye al igual que la cobertura pero aumenta dramáticamente el albedo y con ello la reflexión por parte del hielo de las capas polares.
ID:(9285, 0)
Modelo
Top
Parámetros
Variables
Cálculos
a 
, luego, seleccione la variable: 
a 
Cálculos
Cálculos
Variable 
Dado Calcule 
Objetivo : Ecuación A utilizar 
Ecuaciones
$ I_{ev} = (1- a_e ) I_{sev} $
I_a = (1- a )* I_s
$ I_{sa} = (1- a_a ) I_{sav} $
I_a = (1- a )* I_s
$ I_{asv} = a_a I_{sav} $
I_asv = a_a * I_sav
$ I_{esv} = a_e I_{sev} $
I_esv = a_e * I_sev
$ I_{ev} =( 1 - a_e ) I_{sev} $
I_ev =( 1 - a_e ) * I_sev
$ I_{sav} = \gamma_v I_p $
I_i = g * I_s
$ I_{asv} = a_a I_{sav} $
I_r = a * I_s
$ I_{esv} = a_e I_{sev} $
I_r = a * I_s
$ I_{sa} =( 1 - a_a ) I_{sav} $
I_sa =( 1 - a_a ) * I_sav
$ I_{sav} = \gamma_v I_s $
I_sav = g_v * I_s
$ I_{sev} =( 1 - \gamma_v ) I_s $
I_sev =( 1 - g_v ) * I_s
$ I_{sev} =(1- \gamma_v ) I_p $
I_t =(1- g )* I_s
ID:(15676, 0)
Intensidad que no interactúa
Ecuación
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_{sev} =(1- \gamma_v ) I_p $ |
| $ I_t =(1- \gamma ) I_s $ |
ID:(10324, 0)
Intensidad que interactúa
Ecuación
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_{sav} = \gamma_v I_p $ |
| $ I_i = \gamma I_s $ |
ID:(9986, 0)
Intensidad absorbida (1)
Ecuación
La intensidad absorbida ($I_a$) es el complemento de la fracción reflejada, calculada utilizando el albedo ($a$) y la intensidad incidente ($I_s$) de la siguiente manera:
| $ I_{ev} = (1- a_e ) I_{sev} $ |
| $ I_a = (1- a ) I_s $ |
ID:(10325, 1)
Intensidad absorbida (2)
Ecuación
La intensidad absorbida ($I_a$) es el complemento de la fracción reflejada, calculada utilizando el albedo ($a$) y la intensidad incidente ($I_s$) de la siguiente manera:
| $ I_{sa} = (1- a_a ) I_{sav} $ |
| $ I_a = (1- a ) I_s $ |
ID:(10325, 2)
Intensidad reflejada (1)
Ecuación
La intensidad reflejada ($I_r$) corresponde a la fracción definida por el albedo ($a$) de la intensidad incidente ($I_s$):
| $ I_{asv} = a_a I_{sav} $ |
| $ I_r = a I_s $ |
ID:(9987, 1)
Intensidad reflejada (2)
Ecuación
La intensidad reflejada ($I_r$) corresponde a la fracción definida por el albedo ($a$) de la intensidad incidente ($I_s$):
| $ I_{esv} = a_e I_{sev} $ |
| $ I_r = a I_s $ |
ID:(9987, 2)