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), por lo tanto, la radiación solar reflejada o absorbida por la superficie terrestre (océano o continente) es menor a la del tope de la atmósfera. Esto depende de la longitud de onda de la energía transmitida y del tamaño y naturaleza de la sustancia que modifica la radiación. La superficie de la Tierra, suelos, océanos, y también la atmósfera, absorbe energía solar y la vuelven a irradiar en forma de calor en todas direcciones.

A continuación, se presentan los procesos de atenuación que sufre la radiación solar en su trayectoria hacia la tierra.

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. El proceso de la dispersión explica cómo un área con sombra o pieza sin luz solar está iluminada, le llega luz difusa o radiación difusa.

La dispersión de la luz es su descomposición en colores. Las longitudes de onda toman ángulos distintos y los colores se separan. Siguen el orden del arcoíris: el color rojo tiene la longitud de onda más larga y el violeta la más corta.

Los gases de la atmósfera dispersan más efectivamente las longitudes de onda más cortas (violeta y azul) que en longitudes de onda más largas (naranja y rojo). Esto explica el color azul del cielo y los colores rojo y naranja del amanecer y atardecer. Salvo a la salida y a la puesta del Sol, todos los puntos del cielo son fuentes de difu­sión de luz azul para un observador ubicado en la superficie terrestre; al amanecer y en el crepúsculo, los rayos deben recorrer un camino más largo a través de la baja atmósfera; esto hace que casi toda la luz azul haya sido difundida antes de llegar al observador. Es por eso que la luz reflejada por las nubes o la difundida por las capas brumosas hacia el observador aparece rojiza.

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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, relación entre la radiación reflejada y la radiación incidente sobre una superficie horizontal, se expresa en porcentaje así:

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A%      = Albedo

R        = Flujo de radiación reflejada

H        = Flujo total incidente

El albedo es variable de un lugar a otro y de un instante a otro, depende de la cobertura nubosa, naturaleza de la superficie, inclinación de los rayos solares, partículas en el aire, etc. La Luna tiene sólo un 12% de albedo, porque no tiene atmósfera y en las noches de luna llena da un buen brillo.

En la figura 2 se presenta el albedo medio para algunos meses del año obtenidos a partir del Experimento del Balance de Radiación de la Tierra (ERBE), elaborado por la NASA.

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El albedo medio anual de los hemisferios septentrionales y meridionales es casi el mismo, demostrando la influencia importante de las nubes. Se destaca el alto albedo en la costa occidental de Sudamérica, ya que en esta región persisten las nubes bajas de tipo estrato. El ciclo anual del albedo sigue el ciclo anual de la posición del Sol.

En la figura 3 se observa que las regiones oceánicas con poca nubosidad tienen albedos bajos, mientras que los desiertos tienen albedos con valores del orden de 30% a 40%. En las regiones tropicales la variación del albedo está influenciada por perturbaciones del tiempo y la distribución de nubes asociadas. En las regiones polares, las variaciones estacionales del albedo están relacionadas con la distribución de las capas de hielo y el decrecimiento del ángulo de elevación solar con la latitud.

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En general, las superficies oscuras y quebradas reflejan menos que las claras y lisas. Al aumentar la humedad del suelo, este absorbe mayor cantidad de radiación global, lo que influye en el régimen térmico de las superficies regadas.

El albedo del suelo en general está comprendido entre el 10% y el 30%, el barro húmedo baja su valor hasta un 5 %, en el caso de arena seca eleva su valor a un 40%. El albedo de los sembrados y bosques está entre 10 y 25% y la nieve reciente alcanza un valor de 80 a 90%.

El albedo del agua en promedio es menor que el del suelo, esto se debe a que los rayos solares penetran en el agua más que en la tierra. En el albedo del agua influye el grado de turbiedad; en el agua sucia el albedo aumenta con respecto al agua limpia.           

Tabla 1. Albedo de algunas superficies comunes

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En la figura 3 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.

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.

La atmósfera es un fluido constituido por diferentes tipos de gases y cada uno de ellos se comporta de manera diferente, de manera tal, que absorben la energía selectivamente para diferentes longitudes de onda y en algunos casos son transparentes para ciertos rangos del espectro. La atmósfera principalmente tiene bajo poder de absorción o es transparente en la parte visible del espectro, pero tiene un significativo poder de absorción de radiación ultravioleta o radiación de onda corta procedente del Sol y el principal responsable de este fenómeno es el ozono, así mismo, la atmósfera tiene buena capacidad para absorber la radiación infrarroja o de onda larga procedente de la Tierra y los responsables en este caso son el vapor de agua, el dióxido de carbono y otros gases traza como el metano y el óxido nitroso.

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 del orden de 33°C más alta. 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 sería imposible.

Consecuentemente, los gases en la atmósfera que absorben la radiación infrarroja procedente de la Tierra o radiación saliente son conocidos como gases de efecto invernadero, entre ellos se encuentran el dióxido de carbono, vapor de agua, óxido nitroso, metano y ozono. Todos los gases tienen moléculas cuya frecuencia vibracional se localiza en la parte infrarroja del espectro.

En la Figura 4, se muestra cómo diversos gases en la atmósfera absorben diferentes longitudes de onda. Se observa que el nitrógeno es mal absorbedor de radiación solar; por el contrario, el oxígeno y el ozono son buenos absorbedores de radiación ultravioleta en l< 0,29 µm, mientras que el vapor de agua y el dióxido de carbono son buenos absorbedores en el infrarrojo. El vapor de agua absorbe aproximadamente cinco veces más radiación terrestre que todos los otros gases combinados, contribuyendo a elevar la temperatura de la baja troposfera, lugar donde se desarrolla la vida. En la banda entre 8 y 11 µm se presenta la ¿ventana atmosférica¿, debido a que, en ese rango de longitud de onda, la atmósfera no absorbe radiación (especialmente el vapor de agua y el dióxido de carbono), la cual se escapa al espacio exterior.

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Para la atmósfera total ningún gas es un efectivo absorbedor de radiación en longitudes de onda entre 0,3 y 0,7 µm, por lo que se tiene un vacío en la región visible, que corresponde a una gran fracción de la radiación solar. Esto explica por qué la radiación visible llega a la Tierra y se dice que la atmósfera es transparente a este tipo de radiación.

RADIACIÓN INCIDENTE SOBRE LA SUPERFICIE TERRESTRE

Es muy grande la cantidad de energía solar que fluye hacia y desde la Tierra y la atmósfera. Una comparación que permite apreciar la cantidad de energía solar que cada año incide sobre la Tierra es que equivale a cerca de 160 veces la energía de las reservas mundiales de energía fósil o que es similar a más de 15000 veces la energía anual usada de los combustibles fósiles y nucleares y de las plantas hidráulicas.

Una aproximación de la cantidad de energía incidente en la Tierra y de cómo se transforma en la atmósfera y la superficie terrestre se puede establecer de la siguiente manera: de la radiación total incidente, 173000 Teravatios, el 30% es reflejado al espacio exterior. La mayor parte del 70% restante calienta la superficie terrestre, la atmósfera y los océanos (47%) o se absorbe en la evaporación de agua (23%). Relativamente, muy poca energía es usada y dirigida al viento y las olas o para ser absorbida por las plantas en la fotosíntesis. En realidad, prácticamente toda la energía es radiada al espacio exterior en forma de radiación infrarroja.

La disponibilidad de energía procedente del Sol depende de la localización geográfica de un punto en la Tierra (latitud, longitud, elevación), además de factores astronómicos como la época del año y la duración del día. Todos estos factores pueden ser determinados con menor o mayor grado de exactitud para estimar la cantidad de energía solar disponible. Sin embargo, el factor que afecta mayormente su disponibilidad efectiva son las nubes y otras condiciones meteorológicas (como la presencia de aerosoles), factores que varían según el lugar y el momento del día.

Los parámetros fundamentales que inciden en la cantidad de radiación disponible en la superficie terrestre son:

• La transparencia de la atmósfera, caracterizada por su ¿coeficiente de extinción¿ o por su ¿transmisividad¿.
• La nubosidad
• El día del año y su duración astronómica
• La elevación del Sol en el horizonte
• La ¿heliofanía¿, definida como el tiempo en horas durante el cual el Sol tiene un brillo solar efectivo.

El efecto de atenuación de la radiación solar al atravesar la atmósfera se muestra en la figura 5. La radiación que finalmente llega a la superficie de la tierra se clasifica en radiación directa, difusa y global.

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Radiación directa (Hb)

Es la radiación solar que llega a la superficie de la Tierra en forma de rayos provenientes del Sol sin haber sufrido difusión, ni reflexión alguna. Esta radiación llega a la superficie de la Tierra, sin cambios de dirección. Se puede calcular a partir de la siguiente ecuación:

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Donde I¿ es la componente vertical de la radiación solar directa y h la altura del Sol sobre el horizonte. Es evidente que I es mayor que I¿ y son iguales solamente cuando el Sol se encuentra en el Cenit (ver Figura 6).

Sobre la superficie de la tierra, el flujo de la radiación directa depende de los siguientes factores:

1. Constante solar.
2. Altura del Sol sobre el horizonte (h).
3. Transparencia atmosférica en presencia de gases absorbentes, nubes y niebla.

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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. También es definida como la cantidad de energía solar que incide sobre una superficie horizontal desde todos los lugares de la atmósfera diferente de la radiación solar directa. Cuando no hay nubes en el cielo, la radiación difusa se produce por medio del proceso de difusión a través de partículas atmosféricas.

La radiación solar difusa diaria es la cantidad de radiación difusa entre las seis de la mañana y las seis de la tarde y sus valores oscilan entre 300 y 5500 W*h/m² al día.

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.

Estudios en el Reino Unido han confirmado que las plantas son más eficientes bajo la radiación difusa, lo que incide en el cambio climático, ya que este tipo de radiación tiene efectos positivos en la fotosíntesis de las plantas, proceso por el cual absorben dióxido carbono, por lo tanto, absorben mayores cantidades de este gas, algo que todo el mundo anhela hoy.

Radiación global (H)

La radiación global es toda la radiación solar que llega a la tierra y 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, H_d al flujo de radiación difusa y H_b la componente directa; se tiene que:

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Recordando que I es la intensidad de la radiación directa sobre la superficie normal a los rayos solares, h la altura del Sol, e I¿ la componente vertical de la radiación directa sobre una superficie horizontal, entonces:

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La radiación global acumulada 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), equivalentes a un rango entre 300 y 9800 kWh/m²

BALANCE RADIATIVO

Los métodos de transferir energía en la atmósfera incluyen la conducción, la convección, el calor latente, la advección y la radiación. El método de transferencia de energía a través de procesos radiativos es diferente de los otros mecanismos ya que en este proceso no intervienen moléculas. La Tierra intercambia energía con su ambiente (el sistema solar) por medio de la radiación. El balance radiativo del planeta es un parámetro fundamental ya que determina nuestro clima (la atmósfera se calienta o se enfría dependiendo de sí recibe más o menos energía). Este balance incluye la energía solar, que es la principal fuente de energía para el planeta, igualmente, la atmósfera y el océano pueden trasladar excesos de energía de una región a otra diferente en el globo.

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 la radiación solar, de este total, 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 168 W/m², como se observa en la figura 7.

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La figura 7 muestra los flujos verticales medios de energía en el sistema terrestre (atmósfera y superficie), en vatios por metro cuadrado. Los más importantes son los 342 W/m² de energía solar que entran por el tope de la atmósfera y los 390 W/m² que salen del suelo en ondas infrarrojas. Tanto en superficie como en el tope de la atmósfera el balance entre lo entrante y lo saliente es nulo.

A partir de la energía terrestre emitida por la superficie, 390 W/m², solo 40 W/m² escapan directamente al espacio por la ventana atmosférica. El exceso de energía recibida por la superficie es compensado por procesos no-radiativos tales como la evapotranspiración (flujo de calor latente de 78 W/m²) y la turbulencia (flujo de calor sensible de 24 W/m²).

La diferencia entre la emisión radiativa de la superficie de la Tierra (390 W/m²) y el total de emisión infrarroja (onda larga) al espacio (235 W/m²) representa la energía atrapada en la atmósfera (155 W/m²) por el efecto de invernadero. La parte del efecto invernadero causado por el aumento de CO₂ debido a las emisiones antrópicas supone en la actualidad un incremento radiativo de 1,4 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.

En resumen, la energía recibida y emitida por el sistema Tierra ¿ Atmósfera es la misma, hay ganancia de energía entre los trópicos y pérdida en zonas polares, el exceso y déficit es balanceado por la circulación general de la atmósfera y de los océanos. Además, el balance de radiación de un lugar dado sufre variaciones con la cobertura nubosa, composición de la atmósfera, el ángulo de incidencia del Sol y la longitud del día. Así las áreas de exceso y déficit de energía migran estacionalmente con los cambios en la longitud del día y del ángulo de inclinación del Sol. En la siguiente tabla se resume el balance de radiación en unidades de energía.

Tabla 2.  Balance de radiación en W/m²

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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 ORL- y el balance planetario de energía neto -diferencia entre la energía solar absorbida y la ORL-). El experimento más reciente para medir estos parámetros es el Experimento del Balance de la Radiación de la Tierra de la NASA (ERBE).