2.1 Definición y división de la atmósfera

El tiempo o meteorología es el nombre que se da a los estados del cielo, el aire, el viento y el agua. Mientras que la experiencia integrada del tiempo meteorológico es el clima o ciclo anual característico del tiempo.

2.1 Definición y división de la atmósfera

La atmósfera es un componente vital. Transmite y altera la energía solar que contrala el clima de nuestro planeta. Además, actúa como escudo protector contra impactos de meteoritos y de un “exceso” de radiación solar, sobretodo de la radiación UV. Por si fuera poco, las aves y los insectos pueden volar gracias a ella, así como, las semillas y esporas. Su composición gaseosa suministra las materias primas para la vida misma.

Los gases que constituyen a la atmósfera se enlistan en la Tabla 7.1[1] y de la Tabla 2.8[2]. Cabe recordar que estos valores corresponden con la composición del aire seco de la atmósfera (sin vapor de agua). Sin embargo, no debe de olvidarse que el vapor de agua es un gas que también está presente en la atmósfera entre 0.1 y 5.0%. Asimismo los porcentajes que en estas tablas no se presentan la contribución de los gases contaminantes (de origen antropogénico) del aire.

Para aquéllos estudiantes que ya estudiaron Química Ambiental, seguramente recordarán que la atmósfera se divide en cuatro capas. Estas cuatro divisiones de la atmósfera están bien definidas por el cambio de la temperatura como una función de la altitud de la misma, Figura 2.1.

Figura 2.1. Capas de la atmósfera terrestre

La troposfera es la capa de la atmósfera más cercana al suelo terrestre y termina cuando la temperatura es mínima o tropopausa. Esta línea divisoria se localiza entre 10 y 17 km sobre el nivel del mar. La temperatura en la troposfera disminuye con la altura porque la fuente principal de calor es la radiación solar que se absorbe en el suelo. Esta disminución o tasa de decaimiento, es ca. de 5.0K.km^-1. En la troposfera se encuentra casi todo el vapor de agua, las nubes y las tormentas eléctricas. Los vientos se vuelven más intensos en la tropopausa, la altura donde vuelan los aviones.

En la estratosfera la temperatura aumenta casi proporcionalmente hasta alcanzar unos 50 o 55 km, en lo que se conoce como estratopausa. La temperatura alcanzada es muy similar a la del aire a nivel del suelo. ¿Por qué está calidez? Debido a la absorción de radiación UV por el oxígeno y principalmente por el ozono. En efecto, la cantidad de ozono puede llegar hasta 5 ppmv, una concentración letal para muchos seres vivos de la troposfera. Mientras que la cantidad de vapor de agua es muy poco.

La mesosfera se extiende desde la estratopausa hasta alcanzar otro mínimo de temperatura a unos 80 km, región que se conoce como la mesopausa. A partir empieza la temperatura asciende de nuevo hacia la termosfera.

2.2 Radiación solar y radiación terrestre

El sol suministra el 99.97% del calor que se utiliza para todos los procesos naturales en la superficie terrestre. En efecto, la energía que recibe la Tierra anualmente es en promedio 5.5.x 10²⁴ J ó 1.5 x 10¹⁸ kWh.

El sol es una estrella razonablemente constante, de ahí, que exista una constante solar que es la intensidad de la radiación que alcanza la parte superior de la atmósfera terrestre y equivale a 1366 W.m^-2 (si consideramos a la tierra como una esfera, esta el área superficial de una esfera es 4πr2.

De nuestros cursos anteriores podemos recordar que la radiación solar que llega hasta la superficie de la tierra es de una longitud de onda más corta (200-5,000 nm) que la que sale, o longitud de onda larga (5,000-100,000 nm). Esta radiación que “sale” se conoce como radiación terrestre. La radiación solar abarca las regiones del espectro ultravioleta (200-400 nm), del espectro visible (400-700 nm) y del espectro infrarrojo (700-5000 nm). La longitud de onda larga o radiación terrestre o radiación de salida, sólo corresponde al espectro infrarrojo, desde los 5,000 a los 100,000 nm, Figura 2.2.

Figura 2.2. Radiación solar global y de los diferentes gases.

La intensidad media diaria de radiación solar en el nivel del suelo varía desde alrededor de 250 W.m^-2 en los desiertos subtropicales hasta 80 W.m^-2 en las áreas subpolares nubladas. Sin embargo, los valores de radiación varían considerablemente durante el día. Por ejemplo, con un tiempo despejado y con una dirección del Sol casi vertical se observan valores cercanos a la constante solar, 1368 W.m^-2 durante periodos cortos. Aunque en áreas de latitud media los valores promedios están entre 130 y 160 W.m^-2, Figura 2.3. Por lo tanto, para acumular 1 kW de energías solar es necesario recolectarla sobre un área de 6 a 8 m², si se logra una absorción perfecta.

Figura 2.3. Radiación solar media recibida en superficie, expresada en W.m^-2.

2.3. Balance de radiación superficial o radiación neta

La radiación se puede medir por instrumentos conocidos como radiómetros para mediar la cantidad neta de radiación equivalente a la suma de todas las ganancias y pérdidas de energía radiante en la superficie terrestre, Figura 2.4, y se determina por

Términos: (1) (2) (3)

donde, radiación neta (W.m^-2)

radiación solar en la superficie (W.m^-2)

albedo para radiación de onda corta (adimensional)

radiación de onda larga descendiente de la atmósfera (W.m^-2)

constante de Stefan-Boltzmann (5.67 x 10^-8 W.m^-2.K^-4)

temperatura de la superficie (K)

emisividad de la superficie (proporción de la radiación real a la del cuerpo negro) (adimensional)

El término (1) es la radiación solar absorbida, donde fracción de radiación solar que se refleja o albedo. El albedo depende de la naturaleza de superficie, Tabla 7.2¹.

El término (2) es el calentamiento de la superficie debido a la radiación de onda larga proveniente de las nueves, el vapor de agua, el dióxido de carbono, el ozono y los aerosoles. Dicha radiación debe ser menor al término (3), . Este último, corresponde a la salida o escape de radiación de onda larga de la superficie, de tal manera que la suma de las ganancias y pérdidas de energía radiante de onda larga es por lo general un enfriamento. En la Tabla 7.2¹ se reportan los órdenes de emisividad

Ejemplo 7.1¹. Calcule la radiación neta bajo las siguientes condiciones

·

2.3. Balance térmico

H y L son los flujos térmicos específicos sensible y latente, respectivamente, que son acarreados hacia la superficie desde ella por remolinos turbulentos del viento: las ráfagas y movimientos ascendentes típicos del tiempo ventoso.

MS es el calor necesario para derretir la nieve. Normalmente es pequeño, pero en regiones con fuertes nevadas se puede utilizar de esta manera hasta el 10% de la afluencia anual de radiación

Q es la pequeña cantidad de calor que las plantas verdes utilizan durante la manufactura de tejidos por la fotosíntesis; rara vez es más del 1% de la radiación neta

Ejemplo 7.1¹. Un valor típico de la radiación neta diurna en el verano es de +500 W.m^-2, y el flujo térmico específico de suelo es -10 W.m^-2. Por lo tanto, el calentamiento neto es de 490 W.m^-2. Sobre un suelo húmedo y cubierto de plantas los valores térmicos de la ecuación anterior son:

Fotosíntsis, Q, 5 W.m^-2

Flujo térmico sensible, H 85 W.m^-2,

Calor latente debido a la evapotranspiración, LE, 400 W.m^-2

[1] Henry, J. G. y Heinke, G.W., Ingeniería Ambiental, Prentice Hall, 2ª Edición, México, 1999,800p.

[2] Davis, M.L. y Masten J.S., Ingeniería y Ciencias ambientales, McGraw-Hill, 3ª edición, 2005, 744p