Radiación de onda larga saliente

Mecanismo de transferencia de energía que permite el enfriamiento planetario.

Intensidad espectral de la luz solar (promedia en la parte superior de la atmósfera) y radiación térmica emitida por la superficie de la Tierra.

En la ciencia del clima , la radiación de onda larga ( LWR ) es la radiación térmica electromagnética emitida por la superficie, la atmósfera y las nubes de la Tierra. También puede denominarse radiación terrestre . Esta radiación se encuentra en la porción infrarroja del espectro, pero es distinta de la radiación infrarroja cercana de onda corta (SW) que se encuentra en la luz solar. ^{[1] : 2251}

La radiación de onda larga saliente ( OLR ) es la radiación de onda larga emitida al espacio desde la parte superior de la atmósfera terrestre. ^{[1] : 2241} También puede denominarse radiación terrestre emitida . La radiación de onda larga saliente juega un papel importante en el enfriamiento planetario.

La radiación de onda larga generalmente abarca longitudes de onda que oscilan entre 3 y 100 micrones (μm). A veces se utiliza un límite de 4 μm para diferenciar la luz solar de la radiación de onda larga. Menos del 1% de la luz solar tiene longitudes de onda superiores a 4 μm. Más del 99% de la radiación de onda larga saliente tiene longitudes de onda entre 4 μm y 100 μm. ^[2]

El flujo de energía transportada por la radiación de onda larga saliente normalmente se mide en unidades de vatios por metro cuadrado (W m ⁻² ). En el caso del flujo de energía global, el valor W/m ² se obtiene dividiendo el flujo de energía total sobre la superficie del globo (medido en vatios) por el área de la superficie de la Tierra, 5,1 × 10 ¹⁴  m ² (5,1 × 10 ⁸  km ² ; 2,0 × 10 ⁸  millas cuadradas). ^[3]

La emisión de radiación de onda larga es la única forma en que la Tierra pierde energía hacia el espacio, es decir, la única forma en que el planeta se enfría . ^[4] El calentamiento radiativo procedente de la luz solar absorbida y el enfriamiento radiativo al espacio a través de OLR alimentan el motor térmico que impulsa la dinámica atmosférica . ^[5]

El equilibrio entre OLR (energía perdida) y la radiación solar de onda corta entrante (energía ganada) determina si la Tierra está experimentando calentamiento o enfriamiento global (consulte el presupuesto energético de la Tierra ). ^[6]

Balance energético planetario

El crecimiento del desequilibrio energético de la Tierra a partir de mediciones satelitales e in situ (2005-2019). Una tasa de +1,0 W/m ² sumada sobre la superficie del planeta equivale a una absorción continua de calor de unos 500  teravatios (~0,3% de la radiación solar incidente). ^{[7] [8]}

La radiación saliente de onda larga (OLR) constituye un componente crítico del presupuesto energético de la Tierra . ^[9]

El principio de conservación de la energía dice que la energía no puede aparecer ni desaparecer. Por tanto, cualquier energía que entre en un sistema pero no salga debe ser retenida dentro del sistema. Entonces, la cantidad de energía retenida en la Tierra (en el sistema climático de la Tierra) se rige por una ecuación:

[cambio en la energía de la Tierra] = [energía que llega] − [energía que sale] .

La energía llega en forma de radiación solar absorbida (ASR). La energía sale como radiación de onda larga saliente (OLR). Por tanto, la tasa de cambio de energía en el sistema climático de la Tierra viene dada por el desequilibrio energético de la Tierra (EEI):

${\displaystyle \mathrm {EEI} =\mathrm {ASR} -\mathrm {OLR} }$.

Cuando la energía llega a un ritmo mayor que el que sale (es decir, ASR > OLR, de modo que EEI es positivo), la cantidad de energía en el clima de la Tierra aumenta. La temperatura es una medida de la cantidad de energía térmica en la materia. Entonces, en estas circunstancias, las temperaturas tienden a aumentar en general (aunque las temperaturas pueden disminuir en algunos lugares a medida que cambia la distribución de la energía). A medida que aumentan las temperaturas, también aumenta la cantidad de radiación térmica emitida, lo que genera más radiación de onda larga saliente (OLR) y un menor desequilibrio energético (EEI). ^[10]

De manera similar, si la energía llega a un ritmo menor que el que sale (es decir, ASR < OLR, por lo que EEI es negativo), la cantidad de energía en el clima de la Tierra disminuye y las temperaturas tienden a disminuir en general. A medida que las temperaturas disminuyen, el OLR disminuye, haciendo que el desequilibrio se acerque a cero. ^[10]

De esta manera, un planeta naturalmente ajusta constantemente su temperatura para mantener pequeño el desequilibrio energético. Si se absorbe más radiación solar que la OLR emitida, el planeta se calentará. Si hay más OLR que la radiación solar absorbida, el planeta se enfriará. En ambos casos, el cambio de temperatura actúa para desplazar el desequilibrio energético hacia cero. Cuando el desequilibrio energético es cero, se dice que un planeta está en equilibrio radiativo . Los planetas naturales tienden a un estado de equilibrio radiativo aproximado. ^[10]

En las últimas décadas, se ha medido que la energía llega a la Tierra a un ritmo mayor que el que sale, lo que corresponde al calentamiento planetario. El desequilibrio energético ha ido en aumento. ^{[7] [8]} Pueden pasar de décadas a siglos antes de que los océanos se calienten y la temperatura planetaria cambie lo suficiente como para compensar un desequilibrio energético. ^[11]

Emisión

Casi toda la materia emite radiación térmica en proporción a la cuarta potencia de su temperatura absoluta.

En particular, el flujo de energía emitida (medido en W/m ² ) viene dado por la ley de Stefan-Boltzmann para materia que no es un cuerpo negro : ^[12] ${\displaystyle M}$

${\displaystyle M=\epsilon \,\sigma \,T^{4}}$

donde es la temperatura absoluta , es la constante de Stefan-Boltzmann ( ${\displaystyle T}$ ${\displaystyle \sigma }$5,67... × 10 ⁻⁸  W m ⁻² K ⁻⁴ ), y es la emisividad . La emisividad es un valor entre cero y uno que indica cuánta menos radiación se emite en comparación con la que emitiría un cuerpo negro perfecto. ${\displaystyle \epsilon }$

Superficie

Se ha medido que la emisividad de la superficie de la Tierra está en el rango de 0,65 a 0,99 (basado en observaciones en el rango de longitud de onda de 8 a 13 micrones), siendo los valores más bajos para las regiones desérticas áridas. La emisividad es mayormente superior a 0,9 y se estima que la emisividad superficial promedio global es de alrededor de 0,95. ^{[13] [14]}

Atmósfera

Los gases más comunes en el aire (es decir, nitrógeno, oxígeno y argón) tienen una capacidad insignificante para absorber o emitir radiación térmica de onda larga. En consecuencia, la capacidad del aire para absorber y emitir radiación de onda larga está determinada por la concentración de gases traza como el vapor de agua y el dióxido de carbono. ^[15]

Según la ley de radiación térmica de Kirchoff , la emisividad de la materia es siempre igual a su absortividad, a una longitud de onda determinada. ^[12] En algunas longitudes de onda, los gases de efecto invernadero absorben el 100% de la radiación de onda larga emitida por la superficie. ^[16] Entonces, en esas longitudes de onda, la emisividad de la atmósfera es 1 y la atmósfera emite radiación térmica de manera muy similar a como lo haría un cuerpo negro ideal. Sin embargo, esto se aplica sólo en longitudes de onda en las que la atmósfera absorbe completamente la radiación de onda larga. ^{[ cita necesaria ]}

Aunque los gases de efecto invernadero en el aire tienen una alta emisividad en algunas longitudes de onda, esto no se corresponde necesariamente con una alta tasa de radiación térmica emitida al espacio. Esto se debe a que la atmósfera es generalmente mucho más fría que la superficie y la velocidad a la que se emite la radiación de onda larga escala como la cuarta potencia de la temperatura. Así, cuanto mayor es la altitud a la que se emite la radiación de onda larga, menor es su intensidad. ^[17]

Absorción atmosférica

La atmósfera es relativamente transparente a la radiación solar, pero casi opaca a la radiación de onda larga. ^[18] La atmósfera normalmente absorbe la mayor parte de la radiación de onda larga emitida por la superficie. ^[19] La absorción de la radiación de onda larga impide que la radiación llegue al espacio.

En longitudes de onda en las que la atmósfera absorbe radiación superficial, una parte de la radiación absorbida se reemplaza por una cantidad menor de radiación térmica emitida por la atmósfera a mayor altitud. ^[17]

Cuando se absorbe, la energía transmitida por esta radiación se transfiere a la sustancia que la absorbió. ^[18] Sin embargo, en general, los gases de efecto invernadero en la troposfera emiten más radiación térmica de la que absorben, por lo que la transferencia de calor radiativo de onda larga tiene un efecto de enfriamiento neto sobre el aire. ^{[20] [21] : 139}

ventana atmosférica

Suponiendo que no haya cobertura de nubes, la mayoría de las emisiones superficiales que llegan al espacio lo hacen a través de la ventana atmosférica . La ventana atmosférica es una región del espectro de longitud de onda electromagnética entre 8 y 11 μm donde la atmósfera no absorbe radiación de onda larga (excepto la banda de ozono entre 9,6 y 9,8 μm). ^[19]

gases

Los gases de efecto invernadero en la atmósfera son responsables de la mayor parte de la absorción de radiación de onda larga en la atmósfera. Los más importantes de estos gases son el vapor de agua , el dióxido de carbono , el metano y el ozono . ^[22]

La absorción de la radiación de onda larga por los gases depende de las bandas de absorción específicas de los gases en la atmósfera. ^[19] Las bandas de absorción específicas están determinadas por su estructura molecular y niveles de energía. Cada tipo de gas de efecto invernadero tiene un grupo único de bandas de absorción que corresponden a longitudes de onda particulares de radiación que el gas puede absorber. ^{[ cita necesaria ]}

Nubes

El equilibrio OLR se ve afectado por las nubes, el polvo y los aerosoles en la atmósfera. Las nubes tienden a bloquear la penetración de la radiación de onda larga ascendente, provocando un menor flujo de radiación de onda larga que penetra a altitudes más altas. ^[23] Las nubes son efectivas para absorber y dispersar la radiación de onda larga y, por lo tanto, reducen la cantidad de radiación de onda larga saliente.

Las nubes tienen efectos tanto de enfriamiento como de calentamiento. Tienen un efecto de enfriamiento en la medida en que reflejan la luz solar (medida por el albedo de las nubes ), y un efecto de calentamiento, en la medida en que absorben radiación de onda larga. Para las nubes bajas, el reflejo de la radiación solar es el efecto mayor; Entonces, estas nubes enfrían la Tierra. En cambio, en el caso de nubes altas y delgadas en aire frío, la absorción de radiación de onda larga es el efecto más significativo; entonces estas nubes calientan el planeta. ^[24]

Detalles

La interacción entre la radiación de onda larga emitida y la atmósfera es complicada debido a los factores que afectan la absorción. La trayectoria de la radiación en la atmósfera también determina la absorción radiativa: las trayectorias más largas a través de la atmósfera dan como resultado una mayor absorción debido a la absorción acumulativa de muchas capas de gas. Por último, la temperatura y la altitud del gas absorbente también afectan su absorción de radiación de onda larga. ^{[ cita necesaria ]}

El OLR se ve afectado por la temperatura de la piel de la superficie de la Tierra (es decir, la temperatura de la capa superior de la superficie), la emisividad de la superficie de la piel, la temperatura atmosférica, el perfil del vapor de agua y la cobertura de nubes. ^[9]

Día y noche

La radiación neta de todas las ondas está dominada por la radiación de onda larga durante la noche y en las regiones polares. ^[25] Si bien no se absorbe radiación solar durante la noche, se continúa emitiendo radiación terrestre, principalmente como resultado de la energía solar absorbida durante el día.

Relación con el efecto invernadero

Radiación saliente y efecto invernadero en función de la frecuencia. El efecto invernadero es visible como el área del área roja superior, y el efecto invernadero asociado con el CO ₂ es directamente visible como la gran caída cerca del centro del espectro OLR. ^[26]

La reducción de la radiación de onda larga saliente (OLR), en relación con la radiación de onda larga emitida por la superficie, es el núcleo del efecto invernadero . ^[27]

Más concretamente, el efecto invernadero puede definirse cuantitativamente como la cantidad de radiación de onda larga emitida por la superficie que no llega al espacio. En la Tierra, en 2015, la superficie emitía alrededor de 398 W/m ^{2 de radiación de onda larga, mientras que la OLR, la cantidad que llega al espacio, era de 239 W/m 2} . Así, el efecto invernadero fue de 398-239 = 159 W/m ² , o 159/398 = 40% de las emisiones superficiales, sin llegar al espacio. ^{[28] : 968, 934  [29] [30]}

Efecto del aumento de los gases de efecto invernadero

Cuando aumenta la concentración de un gas de efecto invernadero (como dióxido de carbono (CO ₂ ), metano (CH ₄ ), óxido nitroso (N ₂ O) y vapor de agua (H ₂ O)), esto tiene una serie de efectos. . A una longitud de onda dada

• la fracción de emisiones superficiales que se absorben aumenta, disminuyendo el OLR (a menos que ya se estén absorbiendo el 100% de las emisiones superficiales en esa longitud de onda);
• la altitud desde la que la atmósfera emite esa longitud de onda al espacio aumenta (ya que aumenta la altitud a la que la atmósfera se vuelve transparente a esa longitud de onda); si la altitud de emisión está dentro de la troposfera, la temperatura del aire emisor será menor, lo que resultará en una reducción del OLR en esa longitud de onda.

El tamaño de la reducción en OLR variará según la longitud de onda. Incluso si el OLR no disminuye en ciertas longitudes de onda (por ejemplo, porque el 100% de las emisiones de la superficie se absorben y la altitud de emisión está en la estratosfera), el aumento de la concentración de gases de efecto invernadero aún puede conducir a reducciones significativas del OLR en otras longitudes de onda donde la absorción es más débil. ^[31]

Cuando el OLR disminuye, se produce un desequilibrio energético, siendo la energía recibida mayor que la energía perdida, provocando un efecto de calentamiento. Por tanto, un aumento en las concentraciones de gases de efecto invernadero hace que se acumule energía en el sistema climático de la Tierra, contribuyendo al calentamiento global . ^[31]

Falacia del presupuesto superficial

Si la absortividad del gas es alta y el gas está presente en una concentración suficientemente alta, la absorción en ciertas longitudes de onda se satura. ^[18] Esto significa que hay suficiente gas presente para absorber completamente la energía radiada en esa longitud de onda antes de alcanzar la atmósfera superior. ^{[ cita necesaria ]}

A veces se argumenta erróneamente que esto significa que un aumento en la concentración de este gas no tendrá ningún efecto adicional sobre el presupuesto energético del planeta. Este argumento ignora el hecho de que la radiación de onda larga saliente está determinada no sólo por la cantidad de radiación superficial que se absorbe , sino también por la altitud (y temperatura) a la que se emite la radiación de onda larga al espacio. Incluso si el 100% de las emisiones de la superficie se absorben en una longitud de onda determinada, el OLR en esa longitud de onda aún puede reducirse mediante una mayor concentración de gases de efecto invernadero, ya que el aumento de la concentración conduce a que la atmósfera emita radiación de onda larga al espacio desde una mayor altitud. Si el aire a esa mayor altitud es más frío (como ocurre en toda la troposfera), entonces las emisiones térmicas al espacio se reducirán, disminuyendo el OLR. ^{[31] : 413}

Las conclusiones falsas sobre las implicaciones de que la absorción esté "saturada" son ejemplos de la falacia del presupuesto de superficie , es decir, el razonamiento erróneo que resulta de centrarse en el intercambio de energía en la superficie, en lugar de centrarse en el equilibrio energético de la parte superior de la atmósfera (TOA). ^{[31] : 413}

Mediciones

Ejemplo de espectro de número de onda de las emisiones infrarrojas de la Tierra (400-1600 cm ⁻¹ ) medidas por IRIS en Nimbus 4 en el año 1970. ^[32]

Las mediciones de la radiación de onda larga saliente en la parte superior de la atmósfera y de la radiación de onda larga que regresa a la superficie son importantes para comprender cuánta energía se retiene en el sistema climático de la Tierra: por ejemplo, cómo la radiación térmica enfría y calienta la superficie, y cómo se distribuye esta energía. distribuido para afectar el desarrollo de las nubes. La observación de este flujo radiativo desde una superficie también proporciona una forma práctica de evaluar las temperaturas de la superficie tanto a escala local como global. ^[33] Esta distribución de energía es lo que impulsa la termodinámica atmosférica .

OLR

La radiación de onda larga (OLR) saliente ha sido monitoreada y reportada desde 1970 mediante una serie de misiones e instrumentos satelitales.

• Las primeras observaciones se realizaron con instrumentos de espectrómetro y radiómetro de interferómetro infrarrojo (IRIS) desarrollados para el programa Nimbus y desplegados en Nimbus-3 y Nimbus-4. ^{[34] [35]} Estos interferómetros de Michelson fueron diseñados para abarcar longitudes de onda de 5 a 25 μm.
• Se obtuvieron mediciones mejoradas a partir de los instrumentos Earth Radiation Balance (ERB) en Nimbus-6 y Nimbus-7. ^{[36] [37]}
• A estos les siguieron los escáneres del Experimento de Presupuesto de Radiación de la Tierra y los no escáneres ^{[ se necesita aclaración ]} en NOAA-9, NOAA-10 y el Satélite de Presupuesto de Radiación de la Tierra; además, los instrumentos del Sistema de Energía Radiante de la Tierra y las Nubes a bordo de Aqua, Terra, Suomi-NPP y NOAA-20, y el instrumento Geoestacionario de Presupuesto de Radiación de la Tierra (GERB) en el satélite Meteosat de Segunda Generación (MSG).

Radiación LW superficial

La radiación de onda larga en la superficie (tanto hacia afuera como hacia adentro) se mide principalmente mediante pirgeómetros . Una red terrestre más notable para monitorear la radiación superficial de onda larga es la Baseline Surface Radiation Network (BSRN) , que proporciona mediciones cruciales bien calibradas para estudiar la atenuación y el brillo global . ^[38]

Datos

Los datos sobre la radiación superficial de onda larga y OLR están disponibles de varias fuentes, entre ellas:

• Presupuesto de radiación superficial GEWEX de la NASA (1983-2007) ^[39]
• Proyecto de la NASA sobre las nubes y el sistema de energía radiante de la Tierra (CERES) (2000-2022) ^[40]

Cálculo y simulación de OLR.

Espectro de número de onda simulado de la radiación de onda larga saliente (OLR) de la Tierra utilizando ARTS . Además se muestra la radiación de cuerpo negro para un cuerpo a temperatura superficial T _s y a temperatura de tropopausa T _{min .}

Espectro de longitud de onda simulado del OLR de la Tierra en condiciones de cielo despejado utilizando MODTRAN . ^[41]

Muchas aplicaciones requieren el cálculo de cantidades de radiación de onda larga. El enfriamiento radiativo local por radiación de onda larga saliente, la supresión del enfriamiento radiativo (mediante la radiación de onda larga descendente que cancela la transferencia de energía mediante el ascenso de radiación de onda larga) y el calentamiento radiativo a través de la radiación solar entrante influyen en la temperatura y la dinámica de diferentes partes de la atmósfera. ^{[ cita necesaria ]}

Al utilizar la radiancia medida desde una dirección particular por un instrumento, las propiedades atmosféricas (como la temperatura o la humedad ) se pueden inferir de manera inversa . Los cálculos de estas cantidades resuelven las ecuaciones de transferencia radiativa que describen la radiación en la atmósfera. Habitualmente la solución se realiza numéricamente mediante códigos de transferencia radiativa atmosférica adaptados al problema específico.

Otro enfoque común es estimar los valores utilizando la temperatura y la emisividad de la superficie y luego compararlos con la radiancia o la temperatura de brillo de la parte superior de la atmósfera del satélite . ^[25]

Existen herramientas interactivas en línea que permiten ver el espectro de la radiación de onda larga saliente que se prevé que llegue al espacio en diversas condiciones atmosféricas. ^[41]

Ver también

• Temperatura efectiva
• Medición de temperatura por satélite
• Radiación de onda corta

Referencias

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enlaces externos

• Centro de diagnóstico climático de la NOAA
• Radiación de calor saliente del Observatorio de la Tierra de la NASA
• Oficina de Procesamiento y Distribución de Datos Satelitales, Presupuesto de Radiación en Wayback Machine (archivado el 5 de mayo de 2008)
• Centro de Satélites Meteorológicos, Agencia Meteorológica de Japón en Wayback Machine (archivado el 27 de septiembre de 2007)
• Balance Energético Planetario, Geografía Física