Física del Sistema Climático - Portal de Ciencias de la

Física del Sistema Climático – Notas: Prof. Marcelo Barreiro

3. Balance de energía

3.1 Introducción

Las principales fuente y sumidero de energía de la Tierra son la solar de onda corta y la terrestre deonda larga, respectivamente. La radiación solar cubre todo el espectro electromagnético desde rayosgamma a ondas de radio. No obstante, la porción mas significativa de su espectro asociado a latransferencia de energía en el sistema climático es en el rango del ultravioleta al infrarojo. Estaradiación solar incidente es parcialmente absorbida, parte dispersada y parte reflejada por los gases,aerosoles y nubes. La porción que llega a la superficie es absorbida por los océanos, tierra ybiósfera, y una parte pequeña es reflejada.

Los objetos irradian de acuerdo a su temperatura. Si absorben toda la energía que incide sobre ellosy emiten en forma 100% eficiente se los llama cuerpos negros y tienen una distribución de energíairradiada dada por la ley de Plank. [En general los cuerpos no son 100% eficientes y se define uncoeficiente de emisividad que es ε=(radiación emitida)/(radiación emitida si fuera cuerpo negro)]. La Figura 1 muestra la función de Plank para cuerpos a la temperatura del Sol y la Tierra. Secumple que:

• La longitud de onda a la cual emiten más energía es inversamente proporcional a latemperatura del objeto (ley de Wien).

• La energía total que emite un cuerpo negro es el área bajo la curva de Plank y es igual a σT4,donde T es la temperatura del cuerpo y σ = 5.67 10-8 Wm-2K-4 es la constante de Stefan-Boltzman.

Figura 1 – Espectro simplificado de emision de la Tierra y el Sol (Chen 2006). Notar las diferentesescalas verticales.

Para mantener un equilibrio la cantidad de energía que entre y sale de la Tierra debe ser igual,considerado sobre un período largo de tiempo y sobre todas las longitudes y latitudes. La energíasaliente es emitida por la superficie y por la atmósfera. Debido a la diferencia de temperatura solar yterrestre, la radiación solar tiene el pico de energía en el rango visible (~0.5μm), mientras que laradiación terrestre de onda larga tiene el pico en el rango infrarojo (~10μm). Esta separación es la

1


razón por la cual se separa la energía radiativa en aquella que calienta de aquella que enfría elsistema climatico en dos partes: la radiación de onda corta solar (SW) con λ<4μm y la radiaciónterrestre de onda larga (ROL) con λ>=4μm.

Ciertos gases presentes en la atmósfera absorben energía electromagnética en frecuenciasespecíficas. Estas líneas de absorción son ensanchadas por los efectos Doppler y Lorentz creandograndes porciones del espectro donde la atmósfera sin nubes absorbe la radiación. Comoconsecuencia gran parte de la radiación terrestre es absorbida en la atmósfera y solo queda unaventana atmosférica a través de la cual esta radiación se pierde al espacio (cuadro rojo en Figura 2).En esa banda entre 8 y 14 μm la atmósfera es casi transparente a la radiación de onda larga con laexcepción del pico de 9.6 μm del O3 y es además el rango en el cual la emisión de onda largaatmosférica es máxima. Es importante notar que a través de su absorción en la ventana espectral,pequeñas aumentos en CO2 y CH4 (metano) tienen un gran impacto en el clima. Al mismo tiempo,existe una ventana solar a través de la cual la radiación solar puede llegar a la superficie (ventanaamarilla en Figura 2).

Figura 2 – Espectro de absorción de varios gases en la atmósfera y de la la atmósfera en suconjunto. La escala vertical indica el % de absorción. El cuadro rojo indica la ventana atmosférica y

el cuadro amarillo la ventana solar.

La mayoría de los gases atmosféricos tienen bandas de absorción en la región de microondas del

2


espectro (1 cm). Estas bandas no son importantes para el balance radiativo de la atmósfera pues losflujos son pequeños. No obstante, se usan para inferir perfiles verticales de temperatura, humedad ycontenido de agua en nubes a través de sensores remotos en satélites.

La figura 3 muestra la distribución vertical de los gases en la atmósfera. El vapor de aguaclaramente disminuye en forma exponencial con la altura y está fundamentalmente concentrado enla tropósfera. El N2O también disminuye con la altura en forma más lenta. El CO2 y CH4 estándistribuídos en forma relativamente uniforme en toda la columna hasta los 100 km de altura,mientras que el O3 muestra un máximo claro en la estratósfera, entre 20 y 50 km.

Figura 3 – Razón de mezcla de gases en la atmósfera: masa del gas/masa total. Por ejemplo, laconcentración de O2 es 21% por volumen (Goody and Young 1989). La líneas horizontales marcan

las capas de la atmósfera: tropósfera, estratósfera, mesósfera, termósfera.

Los objetos también reflejan la luz solar incidente. En promedio 30% de la energía solar es reflejadade vuelta al espacio sin ser usada para el funcionamiento del sistema climático. Este es el albedoterrestre. Cuando se realiza un balance de energía terrestre global es necesario tomar en cuenta además losflujos turbulentos de calor sensible y calor latente que ocurren en la superficie. En este balance noexisten flujos de energía laterales pues se promedia espacialmente. Un esquema del balance deenergía terrestre se muestra en la figura 4. Es importante notar que debe existir un balance en el topede la atmósfera, en la columna atmosférica y en superficie por separado.

En el tope de la atmósfera el balance es:341 (SW incidente) – 102 (SW reflejada) – 239 (ROL) = 0

En la superficie el balance es:161 (SW incidente) - 17 (calor sensible) – 80 (calor latente) – 396 (ROL) + 333 (ROL hacia abajo)= 1

3


En la columna atmosférica el balance es: 78 (SW absorbida por gases y nubes) + 17 (calor sensible abs) + 80 (calor latente abs) – (187+30)(ROL emitida) +374 (ROL absorbida) – 333 (ROL emitida) = -1

Los últimos dos balances no dan cero por redondeo de los términos individuales previo a la suma.

A continuación veremos estos balances con más detalle.

Figura 4 – Balance energía (Trenberth y Fasullo 2002)

4


3.2 Equilibrio radiativo de una columna atmosférica

Consideremos una columna de atmósfera. El calentamiento o enfriamiento de una capa de lacolumna debido al cambio con la altura de la radiación neta (solar+terrestre) puede calcularseusando el principio de conservación de la energía

∂T∂ t

=−v .∇ T+ω(κTp−

∂T∂ p

)+Qc p

Consideremos una capa atmosférica de densidad ρ entre los niveles z y z+dz donde los flujos netosde radiación vertical son Fnet(z) y Fnet(z+dz), respectivamente (Figura 5).

Por definición

z

Fnet(z+dz)

z+dz ρ z Fnet(z)

Figura 5

El calentamiento debido a la absorción del flujo radiativo neto se puede escribir como

Q=Fnet (z+dz )−Fnet(z)

ρdz→

1ρ

∂Fnet

∂ z

Entonces en ausencia de movimientos horizontales y verticales,

Usando los datos de la figura 4 (y H=10 km, cp=1 kJ/kgK, ρ=1.0 kg/m3) se puede mostrar que lacomponente de onda larga de la radiación genera un enfriamiento neto en la columna atmosféricacercano a 1.5 °C/día. Por otro lado, en promedio el calentamiento debido a la absorción de radiaciónsolar es solo de 0.6 °C/día, por lo que no compensa el enfriamiento por radiación de onda larga. Ladiferencia es el calentamiento fundamentalmente realizado por la liberación de calor latente.

5


En lugar de tomar promedios en toda la columna, Manabe y Strickler (1964) integraronverticalmente la anterior ecuación considerando un modelo de transferencia radiativa simplificado.Observaron que en el caso puramente radiativo la temperatura disminuye exponencialmente con laaltura y la atmósfera es muy gravitacionalmente inestable cerca de la superficie (pues el gradientevertical es muy grande). La manutención de un estado estacionario en la tropósfera en ausencia detransporte lateral es sólo posible debido a la transferencia de calor sensible y latente desde lasuperficie terrestre a la atmósfera, o sea es necesario incluir procesos convectivos además deradiativos, resultando en un perfil de temperatura realista (Figura 6). Manabe y Strickler incluyeronlos procesos convectivos en el modelo considerando que si el -dT/dz es mayor que 6.5 °C/km(gradiente medio global) el modelo debe ajustarse a ese valor a través de un proceso convectivohipotético.

Figura 6

Manabe y Strickler (1964) usaron el mismo modelo climático unidimensional de la Figura 6 paraestudiar las contribuciones de H2O, CO2 y O3 al calentamiento y enfriamiento atmosférico. Esto esposible pues su modelo estaba basado en las ecuaciones de transferencia radiativa que consideranlas bandas de absorción más importantes de estos gases. Los resultados, para el caso en que lanubosidad es igual a la media global, se muestran en la figura 7. En acuerdo con lo que vimos másarriba, la tropósfera muestra un enfriamiento neto, que es debido fundamentalmente a la emisión de

6


onda larga por el vapor de agua (cercano a -1°C en promedio en la tropósfera). Este enfriamiento escompensado por la liberación de calor latente y sensible asociado a la convección húmeda. En laestratósfera existe un fuerte calentamiento debido a la absorción de radiación solar ultravioleta porel O3 y en menor medida debido a la absorción de radiación terrestre por este gas en la banda de 9.6μm. El enfriamiento en la estratósfera es debido a la emisión de onda larga por el CO2 y en menormedida por el vapor de agua y O3 (por este último en capas más altas). En este modelo elenfriamiento y calentamiento se compensan en la estratósfera pues se asume que está en equilibrioradiativo, lo cual es una muy buena aproximación al mundo real. El equilibrio en la tropósfera porotro lado, es radiativo-convectivo, como se observa en el planeta.

Figura 7 - De Manabe y Strickler (1964)

La figura 8 muestra el perfil de equilibrio de la temperatura del modelo de Manabe y Strickler(1964) para tres columnas atmosféricas sin nubes conteniendo diferentes gases. Se observa que elvapor de agua domina el calentamiento en la tropósfera y la inclusión de CO2 aumenta latemperatura en todos los niveles, lo cual es consistente con su distribución uniforme con la altura(Figura 3). La inclusión de O3, que tiene un máximo en la estratósfera, resulta en un perfil detemperatura en la estratósfera mucho más realista (comparar con Figura 6).

7


Figura 8

Para finalizar, recordemos que existe un ciclo diario de radiación. Durante el día con cielo claro elbalance neto de radiación está dominado por la radiación solar pero durante la noche el balance esenteramente debido a la radiación terrestre. Como resultado, como en noches calmas y claras el airecerca de la superficie se enfría más rápido por conducción, la radiación del flujo de onda largaaumenta con la altura dando lugar a divergencia de flujo radiativo y un enfriamiento de las capasbajas de la atmósfera.

Las nubes tienen un efecto importante en la transferencia de radiación porque modifican laemisividad de la atmósfera en ciertas longitudes de onda. Las nubes son casi completamente opacasa la radiación infraroja, previniendo que escape esta radiación al espacio. Este efecto impacta sobrela temperatura en superficie. Por ejemplo, condiciones nubosas durante la noche da lugar atemperaturas mas altas comparadas a las de noches claras. Más adelante estudiaremos el rol de lasnubes en mayor detalle.

8


3.3 Balance radiativo en superficie

El flujo neto de radiación en la superficie terrestre resulta de un balance entre los flujos de radiaciónsolar y terrestre

El balance radiativo de onda corta y larga puede expresarse como

por lo que el balance en superficie queda

La radiación solar incidente (hacia abajo) es la suma de la radiación solar directa y difusa. Tienevariaciones diurnas y estacionales importantes y está muy influenciada por la cobertura de nubes.La radiación de onda corta emergente (hacia arriba) es la parte reflejada por la superficie con albedoAsfc, por lo que la radiación neta de onda corta es

La radiación de onda larga incidente proviene de la atmósfera y depende del perfil vertical detemperatura, las nubes y la distribución vertical de los gases que absorben, pero no tiene unavariación diurna significativa. La radiación de onda larga emergente está dada por la ley de Stefan-Boltzman, asumiendo una emisividad ε para la superficie terrestre. Los componentes de radiaciónde onda larga incidente y emergente son del mismo orden de magnitud por lo que el flujo neto espequeño comparado con el flujo de radiación solar. Generalmente el flujo de onda larga incidente esmenor que el emitido por lo que la superficie se enfría.

El flujo radiativo neto en superficie se puede escribir entonces como

Esa radiación neta calienta la superficie. La ROL emitida por la superficie es absorbida por el vaporde agua y el dióxido de carbono en la atmósfera, la cual luego emitirá hacia el espacio y lasuperficie terrestre. Esta última componente será absorbida por la superficie y la calentará . Comoresultado, la temperatura de la Tierra es mayor que si la atmósfera fuera transparente a la ROL:efecto invernadero.

La mayor parte de la energía radiativa neta absorbida en la superficie es usada para evaporar agua,otra parte es emitida en forma de calor sensible y una pequeña porción es usada para fundir el hielo/

9


nieve o perdida hacia capas subsuperficiales del suelo. Por lo tanto, hay 4 tipos de flujos de energíaen la superficie terrestre: flujo radiativo neto (Frad), calor sensible (FSH), calor latente (FLH) y flujohacia capas subsuperficiales (FG). En condiciones estacionarias el balance de energía es

donde FM es la energía usada para fundir el hielo. Mapas de flujos de energía en superficie semuestran en el Atlas del reanálisis ERA 40https://software.ecmwf.int/static/ERA-40_Atlas/docs/section_B/index.html.

3.4 Balance radiativo terrestre

En esta sección realizaremos predicciones de la temperatura media terrestre considerando el balancede energía radiativo de todo el planeta. Estos modelos se consideran modelos de dimensión 0 puesla Tierra es considerada como un punto.

En el tope de la atmósfera una superficie a la distancia media Tierra-Sol perpendicular a los rayosrecibe 1368 W/m², que es la llamada “constante solar” S0. En promedio la energía total incidentefuera de la atmósfera terrestre es dicha constante multiplicada por el área del disco terrestre, o seaS0 π R

2 donde R es el radio terrestre (se desprecia el ancho de la capa atmosférica).

Figura 9

Para llegar a un balance energético el flujo incidente debe ser igual al saliente. Si consideramos queel albedo terreste es αp=0.3, esto es, un 30% de la energía incidente es reflejada de vuelta al espacio,la energía que entra al sistema climático es

Para calcular la energía emitida al espacio consideremos un modelo simple de atmósfera de unacapa. Se asume una atmósfera gris de emisividad ε, que es transparente a la radiación solar peroabsorbe la radiación terrestre. Como mencionamos más arriba, la emisividad se define como la

10


razón de la energía irradiada por un objeto sobre la energía irradiada por un cuerpo negro a lamisma temperatura. La emisividad es también la fracción de radiación absorbida por el objeto.Entonces, la energía saliente en el tope de la atmósfera es (ver figura 10)

4 π R2(ϵσT a

4+(1−ϵ)σT s

4)

donde Ta es la temperatura de la atmósfera y Ts la temperatura de la superficie. El primer términoindica la emisión de ROL realizada por la atmósfera hacia el espacio y el segundo término la partede la ROL emitida por la superficie que no es absorbida por la atmósfera y continúa hacia elespacio. Por lo tanto en el tope de la atmósfera se tiene

donde Te se define como la temperatura de emisión terrestre, pero no es una temperatura que puedaser medida en algún lugar de la Tierra.

El balance de energía en superficie, considerando solo flujos radiativos, es

donde la emisión de la superficie es igual a la suma de la radiación solar neta y la emitida por laatmósfera hacia abajo.

Figura 10 – Balance de energía modelo 0-dimensional.

11


A partir de las ecuaciones de balance de energía para el tope de la atmósfera y la superficie seobtiene

Para ε=0, correspondiente a una atmósfera totalmente transparente a la radiación infrarojaTs=Te=255 K, que es la temperatura que tendría una Tierra sin efecto invernadero.

Para ε=1, o sea considerando la atmósfera como un perfecto cuerpo negro, se tiene

y se obtiene un valor de Ts=303 K, lo cual es mayor que la temperatura media observada de 288 K.

La figura 11 muestra la dependencia de la Ts en función de la emisividad. Se observa que unatemperatura de 288 K corresponde a una emisividad cercana a 0.8, lo cual es un valor bajo para laatmósfera real. Esto no debe sorprender debido a las grandes simplificaciones del modelo; porejemplo, no considera los procesos convectivos y el calentamiento por condensación.

Figura 11- Dependencia de Ts con respecto a ε en un modelo 0-dimensional (ACS Climate ScienceToolkit)

12


El modelo anterior de una capa se puede generalizar para n capas resultando en un modelo quepuede reproducir mejor las condiciones reales. En particular, está claro que la atmósfera no seencuentra a la misma temperatura en todos los niveles, sino que la temperatura disminuye en latropósfera y luego aumenta en la estatósfera. Así, diferentes niveles emitirán diferente ROL. Unejemplo para n=3 capas se muestra en la figura 12.

Figura 12 – Modelo de 3 capas. La función de Plank para cuerpo negro se representa como B,donde el subíndice indica la temperatura de la capa para la cual aplica. La emisividad de cada capaes diferente. Las temperaturas son Tp en la superficie y T1>T2>T3 en cada capa. La flecha ondulada

indica radiación emitida desde el cuerpo de donde sale, mientras que la flecha recta indica radiaciónque atravesó la capa sin ser absorbida (ACS Climate Science Toolkit).

3.5 Ciclo estacional del balance radiativo en el tope de la atmósfera

La radiación solar incidente tiene un ciclo estacional marcado fuera de la región ecuatorial. Lafigura 13 muestra la insolación media diaria en W/m² en una superficie horizontal en el tope de laatmósfera en función del día del año y de la latitud. En las noches polares no hay radiación solar porlo que se marcan en blanco.

13


Figura 13 – (arriba) Insolación media diaria en W/m² en el tope de la atmósfera. Se indican lossolsticios y equinoxios (Encyc. Atmos. Sci) . (abajo) Insolación media anual (toa).

Si bien la Tierra debe encontrarse en equilibrio radiativo en períodos largos de tiempo, no es obvioque deba estarlo en períodos de meses. Primero que nada debemos tomar en cuenta las variacionesanuales en la distancia Tierra-Sol (considerada en la Fig 13) debido a la eccentricidad de la órbita.La distancia en enero (perihelio) es de 0.983 unidades astronómicas, mientras que en julio (afelio)es de 1.017 AU (1 AU=1.496x1011 m). Asumiendo que no hay variaciones anuales en el albedo, unoesperaría una diferencia en la energía absorbida entre enero y julio inversamente proporcional al

14


cuadrado de la distancia Tierra-Sol. Por lo tanto es de esperar una diferencia en insolación de

14(1−αp)S0(

1

0.9832−

1

1.0172)=16.1W /m2

entre enero y julio, equivalente a un 7% de la energía radiativa disponible. La figura 14 muestra lasvariaciones anuales teórica y observada. La diferencia entre las dos curvas se debe a las variacionesen el albedo global. En los equinoccios el sol “pasa” por encima de los trópicos que sonrelativamente oscuros y absorben radiación. Por otro lado, en los solsticios el sol ilumina los poloslo cual genera mayor reflexión de la radiación incidente. Además, hay una asimetría entrehemisferios pues en el HN la región cubierta de nieve y hielo varía mucho más que en el HSdurante el año. Cambios en la cobertura nubosa y vegetación durante el año también afectan elalbedo planetario.

Figura 14 – Variación estacional de la radiación incidente en el tope de la atmósfera observadodesde satélites (sólida) y teórica asumiendo un albedo constante (punteada). El valor medio de la

radiación incidente anual fue restado.

Para mantener un balance energético uno esperaría que exista un aumento de la radiación terrestresaliente durante enero ya que recibe más insolación. Pero esto no es así. Al contrario, observacionesdesde satélite muestran que la radiación de onda larga al espacio es mayor en julio (Figura 15), locual puede considerarse una retroalimentación positiva ya que el forzante (sol) y la respuesta van enla misma dirección. La razón yace en la asimetría entre hemisferios: la atmósfera en el HN tiene

15


cambios estacionales de su temperatura mucho mayores que en el HS debido a la presencia degrandes masas continentales. Así, la temperatura global tiende a seguir el comportamiento de latemperatura en el HN dando lugar a una mayor pérdida de energía en julio comparado a enero.Como resultado, el flujo neto de energía (solar+terrestre) en el tope de la atmósfera tiene un cicloestacional de 30 W/m².

Figura 15 – Balance radiativo en el tope de la atmósfera. Desviaciones con respecto a lospromedios anuales.

16


3.6 Distribucion geográfica del balance radiativo en el tope de la atmósfera

La radiación solar incidente está fuertemente modulada por el albedo terrestre, el cual a su ve esmuy variable espacialmente ya que depende del tipo de nubes presente y de la superficie (figura16). La superficie terrestre de mayor albedo es la nieve (hasta más de 80%) y le sigue la arena(40%); el océano tiene el albedo más bajo (8%). Por otro lado, nubes altas tienden a tener un albedoalto, al igual que los estratos cerca de la superficie.

Figura 16 – Albedo de diferentes superficies (Wikipedia).

La figura 17 muestra mapas del albedo para enero y julio. El albedo varía marcadamente con laregión y con la estación del año. En las regiones ecuatoriales el albedo es generalmente bajo (delorden de 20% o menor) y aumenta hacia las regiones polares.

17


Figura 17 – Albedo terrestre promedio para enero y julio. Las zonas grises no reciben radiaciónsolar.

El máximo observado en los polos está asociado a la cobertura de nieve y el alto ángulo deincidencia de la radiación solar. Los valores máximos del albedo en la zona tropical están asociadosa la ITCZ sobre los océanos. También se observa valores altos de albedo en la costa oeste deSudamérica, una región que presenta nubes bajas persistentes (estratos). Se observa un albedo bajoen las regiones oceánicas que tienen poca cobertura de nubes, mientras que los desiertos tienen unalbedo alto. El mapa de radiación solar neta está negativamente correlacionado con el del albedo,mostrando valores altos donde el albedo es bajo y vice versa (recordar que la radiación solar neta enel tope de la atmósfera es πR2(1-αp)S0).

La distribución geográfica de la radiación de onda larga (ROL) emergente se muestra en la Figura18. El mínimo en ROL en la región ecuatorial es debido a la presencia de nubes altas en la Zona deConvergencia Intertropical (ZCIT), ya que la temperatura de emisión es la del tope de la nube quees baja. Este mínimo migra entre verano e invierno. En general las regiones de máxima ROL son lossubtrópicos pues son las regiones de menor cobertura de nubes altas. Notar que no es posibledetectar la región de nubes estrato en el mapa de ROL, lo cual es consecuencia de que la

18


temperatura de esas nubes bajas es similar a la de los océanos circundantes. Los desiertos tienenmáximos de ROL en la estación de verano correspondiente ya que la superficie se calienta másemitiendo más radiación de onda larga.

Figura 18 – ROL promedio para enero y julio.

La diferencia entre la energía solar absorbida y la ROL es la radiación neta (Figura 19). Lavariación anual de la radiación neta sigue el movimiento aparente del sol debido a que lasvariaciones anuales de la radiación incidente son mucho mayores que las variaciones en albedo.

En general la radiación absorbida excede la ROL en los trópicos y subtrópicos resultando en uncalentamiento neto de esas regiones, mientras que en latitudes mayores hay un enfriamiento neto.Este gradiente polo-ecuador es el mecanismo fundamental que induce la circulación atmosférica yoceánica. En períodos largos de tiempo donde el almacenamiento de energía es nulo, este imbalanceradiativo debe ser balanceado por el transporte meridional de energía del sistema atmósfera-océano.

19


Figura 19 – Radiación neta promedio en el tope de la atmósfera para enero y julio.

Se observa que los océanos ganan más energía que las regiones continentales, lo cual vale tambiénpara la media anual. Esto ocurre fundamentalmente en verano y se debe a que el albedo es mayorsobre los continentes y que hay mayor pérdida de ROL pues la tierra se calienta más que losocéanos. La mayor parte del exceso de radiación en el verano es absorbido por los océanos. Unejemplo es la anomalía negativa sobre el desierto de Sahara (alto albedo, poca cobertura nubosa,alta temperatura y baja humedad) en julio que requiere que el enfriamiento por radiación secompense con un calentamiento adiabático por descenso de aire.

Medias zonales de los flujos radiativos se muestran en la Figura 20. El gradiente en la radiaciónincidente en el tope de la atmósfera es grande en el hemisferio de invierno, mientras que es pequeñoen el hemisferio de verano. Una parte importante de esta radiación incidente es reflejada de vueltaal espacio.

20


Figura 20

La figura 21 muestra promedios zonales de la energía solar absorbida, la ROL y el flujo neto. Losperfiles de ROL son uniformes en la región tropical entre 30N y 30S con una pequeña disminuciónen la zona de la ITCZ. Asimismo, los gradientes entre polo y ecuador de ROL sonsignificativamente menores que en el caso de la radiación solar. Se observa que el flujo neto espositivo entre 40S y 40N, mientras que se vuelve negativo en latitudes mayores. Esto implica untransporte de energía continuo desde la región tropical a la polar que permita balancear estosexcesos radiativos (positivo y negativo). Ese transporte, como lo vimos anteriormente será realizadopor la circulación media meridional, los transientes y las ondas estacionarias.

21


Figura 21

3.7 Almacenamiento y transporte de energía

En un área delimitada (que incluye atmósfera, océano, superficie y suelo) el flujo radiativo en eltope de la atmósfera debe ser balanceado por la suma del transporte horizontal, los intercambios decalor con el suelo profundo y el almacenamiento en la atmósfera, océano y suelo (Figura 22). Comoel suelo tiene baja conductividad térmica, sólo los primeros metros interactúan con la superficie enescalas estacionales a decaderiales. En la mayoría de las aplicaciones es suficiente considerar losprimeros 10m del suelo y asumir que los intercambios con capas mas profundas están representadospor un flujo de energía geotérmico. El valor del flujo geotérmico en la mayoría de las regiones espequeño (0.075 W/m²) y se desprecia en los balances de energía.

22


Figura 22 - “Local heat storage”=”razon de cambio de energía almacenada”.

En escalas diarias y estacionales el almacenamiento de energía por el sistema climático

∫ρ cmT dV≃mmcmT m=CmTm

juega un rol muy importante en mitigar la influencia de los cambios en el flujo radiativo en el topede la atmósfera. Las variables mm, cm y Tm son las masas características, calor específico ytemperatura del medio considerado (Cm es la capacidad calorífica).

Las variaciones en almacenamiento de energía para el océano, atmósfera y suelo se pueden estimarcomo

razónde cambiodel almacenamiento deenergía=∫ρ cm∂T∂ t

dV≃Cm

∂T m

∂ t

En escalas estacionales el contenido de calor de la atmósfera cambia. Usando un valor de cp=1000 J/K/kg y una masa de 104 kg/m² (asumiendo equilibrio hidrostático esto corresponde a una presión de105 Pa), se obtiene Cm,a=107 J/K/m².

Sólo los primeros 50 a 100 m del océano muestran un ciclo estacional en temperatura, por lo queconsiderando c=4000 J/kg/K y una masa de 7.5 104 kg/m² (75m x 1000 kg/m³) se obtiene Cm,o=3.108

J/K/m².

El suelo tiene una capacidad calorífica similar a la del océano, pero solo unos metros son afectadospor el ciclo estacional por lo que la capacidad calorífica efectiva es mucho menor que la del océano.

Estos resultados muestran que la capacidad calorífica del océano es un orden de magnitud mayor

23


que la de la atmósfera en escalas estacionales. Por lo tanto, el océano almacena mucha más energíadurante el verano que la atmósfera y la libera en invierno, y se calienta menos que la atmósfera enescalas estacionales. El resultado es una moderación de la amplitud del ciclo estacional detemperatura sobre el océano comparado con aquella sobre los continentes. Una gran diferencia seobserva también en la amplitud del ciclo estacional en regiones continentales directamenteinfluenciadas por el océano (por ejemplo Europa) comparado con masas continentales ubicadaslejos de los océanos (por ejemplo Rusia, Figura 23).

Figura 23

El ciclo estacional del almacenamiento de energía en la atmósfera y el océano se muestra en laFigura 24. Se observa que en la atmósfera el ciclo estacional sigue las variaciones en el HN debidoa la mayor masa continental, mientras que en el caso del océano sigue el comportamiento del HS.Se observa también que el máximo en la atmósfera ocurre en julio, mientras que en el océano ocurreen setiembre.

24


Figura 24

La razón de cambio del almacenamiento de energía estacional de la atmósfera y el océano (derivada

25


temporal de las curvas de la Figura 24) se muestra en la Figura 25 y se compara con la radiaciónneta en el tope de la atmósfera. Se observa un buen acuerdo entre la radiación neta y la razón decambio de almacenamiento de energía en el océano. Comparado, la razón de cambio de energía enla atmósfera es despreciable.

Figura 25

En escalas decaderiales, como el calentamiento observado durante el siglo XX, el almacenamientode calor por los primeros cientos del metros del océano (y en profundidades mayores en sitios deformación de aguas profundas) también modera los cambios transientes de la temperatura.

En escalas de miles de años, por ejemplo durante los ciclos glaciares, es necesario considerar toda laprofundidad de los océanos (4km). Considerando el caso de una deglaciación, que ocurre en unos5000 años, con cambios de T oceánica de 3°C, se tiene que el flujo de calor en la superficieoceánica es de 0.3 W/m² (=4000m x 1000 kg/m³ x 4000 J/K/kg *3°C / [5000*365*24*3600 s]).Esto demuestra que el cambio en el almacenamiento de energía en los océanos juega un papeldespreciable y debe ser tomado en cuenta la inercia de los glaciares.

Como muestra la figura 21 en cada latitud el sistema climático no puede compensar el flujo netoradiativo en el tope de la atmósfera y anualmente el balance es casi enteramente obtenido a través

26


del transporte de energía de regiones con valores netos positivos de flujo radiativo a regiones convalores netos negativos. Así, el perfil de radiación neta para las condiciones medias anuales permitecalcular el transporte total de energía realizado por la atmósfera y el océano (Tr) para mantener laestructura de temperatura observada. Esto es:

Tr (ϕ)=∫−π /2

ϕ

∫0

2π

RFTOA(λ ,ϕ ' )R2 cosϕ ' d λd ϕ '

y los resultados se muestran en la figura 26. Se observa que el sistema atmósfera-océano debetransportar un total de 6 PW en cada hemisferio hacia regiones polares. Asimismo, el transporte deenergía es realizado principalmente por la atmósfera. La energía puede ser transportada como calorsensible (cpT), energía potencial (gz), calor latente (Lq) y energía cinética (0.5u2) y se expresa porunidad de masa de la siguiente forma:

E=c pT +gz+Lq+12u2

Mas adelante estudiaremos el rol de la circulación meridional media, transientes y ondasestacionarias en el transporte de energía en cada medio.

Figura 26

Bibliografía principal

- Physics of Climate, Peixoto & Oort (1992)- ERBE http://cimss.ssec.wisc.edu/wxwise/homerbe.html- Introduction to climate dynamics and climate modelling, Goose et al (2010)http://www.climate.be/textbook

27

http://cimss.ssec.wisc.edu/wxwise/homerbe.html

Documents

Física del Sistema Climático - Portal de Ciencias de la