Radiación de onda larga saliente

Mecanismo de transferencia de energía que permite el enfriamiento planetario

Intensidad espectral de la luz solar (promedio 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 de la Tierra, la atmósfera y las nubes. También se la puede denominar radiación terrestre . Esta radiación se encuentra en la porción infrarroja del espectro, pero es distinta de la radiación de onda corta (SW) cercana al infrarrojo 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 de la Tierra. ^{[1] : 2241} También puede denominarse radiación terrestre emitida . La radiación de onda larga saliente desempeña un papel importante en el enfriamiento planetario.

La radiación de onda larga generalmente abarca longitudes de onda que van de 3 a 100 micrómetros (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 mayores de 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 transportado por la radiación de onda larga saliente se mide normalmente 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 total de energía sobre la superficie del globo (medido en vatios) por 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 saliente 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 de la luz solar absorbida y el enfriamiento radiativo hacia el espacio a través de OLR alimentan el motor térmico que impulsa la dinámica atmosférica . ^[5]

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

Balance energético planetario

El aumento del desequilibrio energético de la Tierra a partir de mediciones satelitales e in situ (2005-2019). Una tasa de +1,0 W/m2 ^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 de onda larga saliente 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 lo tanto, toda energía que entra en un sistema pero no sale debe quedar retenida en el mismo. Por lo tanto, la cantidad de energía retenida en la Tierra (en el sistema climático de la Tierra) está determinada 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, por sus siglas en inglés). La energía sale como radiación de onda larga saliente (OLR, por sus siglas en inglés). Por lo tanto, la tasa de cambio de la energía en el sistema climático de la Tierra está dada por el desequilibrio energético de la Tierra (EEI, por sus siglas en inglés):

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

Cuando la energía llega a un ritmo mayor que el que sale (es decir, ASR > OLR, por lo que el 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. Por lo tanto, 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, la cantidad de radiación térmica emitida también aumenta, lo que genera más radiación de onda larga (OLR) saliente y un desequilibrio energético (EEI) menor. ^[10]

De manera similar, si la energía llega a un ritmo menor que el que sale (es decir, ASR < OLR, por lo que el 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, lo que hace que el desequilibrio se acerque a cero. ^[10]

De esta manera, un planeta ajusta de forma natural y constante su temperatura para mantener pequeño el desequilibrio energético. Si hay más radiación solar absorbida que la radiación solar emitida, el planeta se calentará. Si hay más radiación solar absorbida que la radiación solar emitida, 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 tienden naturalmente 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 décadas o siglos hasta que los océanos se calienten y la temperatura planetaria cambie lo suficiente como para compensar un desequilibrio energético. ^[11]

Emisión

La radiación térmica es emitida por casi toda la materia, en proporción a la cuarta potencia de su temperatura absoluta.

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

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

donde es la temperatura absoluta , es la constante de Stefan-Boltzmann y es la emisividad . La emisividad es un valor entre cero y uno que indica cuánta radiación menos se emite en comparación con la que emitiría un cuerpo negro perfecto. ${\displaystyle T}$ ${\displaystyle \sigma }$ ${\displaystyle \epsilon }$

Superficie

Se ha medido que la emisividad de la superficie de la Tierra se encuentra en el rango de 0,65 a 0,99 (según observaciones en el rango de longitud de onda de 8 a 13 micrones), y los valores más bajos corresponden a las regiones desérticas áridas. La emisividad se encuentra en su mayoría por encima de 0,9, y se estima que la emisividad superficial media 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 Kirchhoff sobre la radiación térmica , la emisividad de la materia siempre es igual a su capacidad de absorción, 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] Por lo tanto, en esas longitudes de onda, la emisividad de la atmósfera es 1 y la atmósfera emite radiación térmica de forma muy similar a como lo haría un cuerpo negro ideal. Sin embargo, esto se aplica solo en longitudes de onda en las que la atmósfera absorbe completamente la radiación de onda larga. ^{[ cita requerida ]}

Aunque los gases de efecto invernadero en el aire tienen una alta emisividad en algunas longitudes de onda, esto no necesariamente se corresponde 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 tasa a la que se emite la radiación de onda larga es proporcional a la cuarta potencia de la temperatura. Por lo tanto, cuanto mayor sea la altitud a la que se emite la radiación de onda larga, menor será su intensidad. ^[17]

Absorción atmosférica

La atmósfera es relativamente transparente a la radiación solar, pero es 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 dicha radiación llegue al espacio.

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

Al ser absorbida, 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 neto de enfriamiento en el aire. ^{[20] [21] : 139}

Ventana atmosférica

Suponiendo que no hay cobertura de nubes, la mayoría de las emisiones de la superficie 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 la 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 la 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 la radiación que el gas puede absorber. ^{[ cita requerida ]}

Nubes

El equilibrio de la radiación de onda larga 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, lo que provoca un menor flujo de radiación de onda larga que penetra a mayores altitudes. ^[23] Las nubes son eficaces 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 de enfriamiento y 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 la radiación de onda larga. En el caso de las nubes bajas, la reflexión de la radiación solar es el efecto más importante; por lo tanto, estas nubes enfrían la Tierra. En cambio, en el caso de las nubes altas y delgadas en el aire frío, la absorción de la radiación de onda larga es el efecto más significativo; por lo tanto, 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. El camino de la radiación en la atmósfera también determina la absorción radiativa: los caminos más largos a través de la atmósfera dan como resultado una mayor absorción debido a la absorción acumulada por muchas capas de gas. Por último, la temperatura y la altitud del gas absorbente también afectan su absorción de la radiación de onda larga. ^{[ cita requerida ]}

La OLR se ve afectada por la temperatura 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 de 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 hay radiación solar absorbida 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 de la zona roja superior, y el efecto invernadero asociado con el CO2 _es directamente visible como la gran depresión 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 específicamente, 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 unos 398 W/m2 de radiación de onda larga, mientras que la radiación de onda larga, la cantidad que llegaba al espacio, era de 239 W/m2 ^{. Por} lo tanto, el efecto invernadero era 398−239 = 159 W/m2 ^, o 159/398 = 40% de las emisiones de la superficie, que no llegaban 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 el dióxido de carbono (CO ₂ ), el metano (CH ₄ ), el óxido nitroso (N ₂ O) y el vapor de agua (H ₂ O), esto tiene una serie de efectos. En una longitud de onda determinada

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

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

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

Falacia del presupuesto superficial

Si la capacidad de absorción 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 que se alcance la atmósfera superior. ^{[ cita requerida ]}

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

Medidas

Ejemplo de espectro de número de onda de las emisiones infrarrojas de la Tierra (400-1600 cm ⁻¹ ) medido 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 de regreso 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 para afectar el desarrollo de las nubes. Observar 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 .

LLR-O

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

• Las primeras observaciones se realizaron con instrumentos radiómetros y espectrómetros de interferometría infrarroja (IRIS) desarrollados para el programa Nimbus e implementados 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 de Balance de Radiación Terrestre (ERB) en Nimbus-6 y Nimbus-7. ^{[36] [37]}
• A estos les siguieron los instrumentos de escáner del Experimento de Presupuesto de Radiación Terrestre y los no escáneres ^{[ aclaración necesaria ]} en el NOAA-9, NOAA-10 y el Satélite de Presupuesto de Radiación Terrestre; también, los instrumentos de Nubes y Sistema de Energía Radiante de la Tierra a bordo del Aqua, Terra, Suomi-NPP y NOAA-20, y el instrumento de Presupuesto de Radiación Terrestre Geoestacionaria (GERB) en el satélite Meteosat de Segunda Generación (MSG).

Radiación LW superficial

La radiación de onda larga en la superficie (tanto hacia el exterior como hacia el interior) se mide principalmente mediante pirgeómetros . Una red terrestre destacada para monitorear la radiación de onda larga en la superficie es la Red de Radiación de Superficie de Referencia (BSRN, por sus siglas en inglés) , que proporciona mediciones bien calibradas cruciales para estudiar el oscurecimiento y el brillo globales . ^[38]

Datos

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

• Presupuesto de radiación superficial del 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 (OLR) saliente 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 la radiación de onda larga saliente, la supresión del enfriamiento radiativo (mediante la cancelación de la transferencia de energía por la radiación de onda larga ascendente por la radiación de onda larga descendente) y el calentamiento radiativo por la radiación solar entrante determinan la temperatura y la dinámica de diferentes partes de la atmósfera. ^{[ cita requerida ]}

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

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

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

Véase 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, Balance 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