Introducción a las Ciencias Atmosféricas
Curso en línea
CCA-UNAM



V. El balance de energía


Objetivos

Introducir los estudiantes en los procesos que regulan el intercambio de agua y energía entre la superficie terrestre y la atmósfera.



4.1. Introducción

Los balances de energía y de agua están estrechamente interrelacionados (Cuadro 1).

 

La energía solar impulsa el ciclo hidrológico mediante la transferencia vertical de agua de la Tierra a la atmósfera a través de la evapotranspiración (ET), la suma de evaporación de las superficies y la transpiración (Et), la cual ésta última es la pérdida de agua de las plantas. La ET representa el 75% de la transferencia de energía turbulenta de la Tierra a la atmósfera, y por tanto es un proceso clave en el balance de energía de la Tierra.

 

El ciclo hidrológico controla también los ciclos biogeoquímicos de la Tierra: El agua influye en todos los procesos bióticos, disuelve y transporta los nutrientes al interior de los ecosistemas y entre ellos mismos. Estos nutrientes proporcionan los recursos que apoyan el crecimiento de los organismos.

 

 

4.2. El balance de radiación

La energía absorbida por una superficie es el balance entre la radiación entrante y saliente (Fig. 4.1). Los dos componentes principales del balance de radiación son la radiación de onda corta (K, W m-2), la cual es la radiación de alta energía emitida por el sol, y la radiación de onda larga (L, W m-2), la cual es la radiación térmica emitida por todos los cuerpos. La radiación neta (Rnet, W m-2) es el balance entre las entradas y salidas de K y L:

 

ecuacion

 

4.2.1. La radiación solar

La proporción de la radiación solar (Kin) que es absorbida depende del albedo (a), o el coeficiente de reflexión de la superficie. El valor del albedo varía mucho entre las superficies naturales, las cuales van desde las superficies altamente reflectantes (como la nieve fresca) hasta las superficies oscuras que absorben la mayoría de la radiación (como suelos húmedos) (Tabla 4.1). El albedo es una función de la altura de la vegetación, es decir, cuanto más alta sea la vegetación, menor será el valor del albedo (Fig. 4.2). El albedo es también una función de la elevación solar, es decir, cuanto menor sea el ángulo solar, mayor será el albedo (Fig. 4.3).

 

 

Figure 4.1: El balance de radiación en la superficie.

 

 

Tabla 4.1: Valores de albedo (a) dados para algunas superficies naturales.

Tipo de superficie

Albedo

Agua (p.ej. lagos, oceanos)

0.03-0.10a

Nieve (fresca)

0.75-0.95

Nieve (vieja)

0.40-0.70

Bosque de coníferas

0.10-0.14

Bosque de hoja ancha

0.10-0.19

Cultivos agrícolas

0.10-0.34

Pastizal

0.15-0.26

Desierto

0.20-0.45

Suelo desnudo (húmedo, oscuro)

0.05

Suelo desnudo (seco, oscuro)

0.13

Suelo desnudo (seco, claro)

0.40

a El albedo del agua aumenta fuertemente (de 0.1 a 1.0) cuando el ángulo del sol es menor a 30° (véase también Fig. 4.3).

 

 

 

Figure 4.2: La relación entre el albedo y la altura de la vegetación.

 

 

 

Figure 4.3: La relación entre el albedo y la elevación del sol.

 

 

4.2.2. La radiación de onda larga

La cantidad de radiación de onda larga emitida por un objeto depende de la temperatura del objeto y su emisividad (e). La emisividad (e) es un coeficiente que describe la capacidad o eficiencia de un cuerpo para emitir radiación térmica. Los valores de e  para algunas superficies naturales se encuentran en la Tabla 4.2.

 

 

Tabla 4.2: La emisividad (e) de algunas superficies naturales.

Tipo de superficie

e

Bosque

0.97-0.99

Cultivos agrícolas (suelo cubierto por completo)

0.97-0.99

Agua

0.92-0.97

Desierto

0.85-0.91

Suelo desnudo (seco)

0.90

Suelo desnudo (húmedo)

0.98

 

 

Se observa que para la mayoría de las superficies naturales el valor de e está cerca de 1. En estos casos, el balance de la radiación de onda larga (L) depende principalmente de la temperatura del cielo (la cual determina Lin) y la temperatura de la superficie (la cual determina Lout) (cf. Fig. 4.1):

 

 

donde s es el constante de Stefan-Boltzmann (5.67 x 10-8 W m-2K-4). Téngase en cuenta que la temperatura está en grados Kelvin.

 

Sin embargo, para algunas superficies naturales la desviación del valor de e a 1 es significativa. Por ejemplo, un desierto tiene una emisividad de e » 0.9 (Tabla 4.2). En tal caso, parte de la radiación entrante (Lin) se refleja (Fig. 4.1). La reflectividad de la superficie está dada por (1-e), de modo que la radiación saliente (Lout) está ahora dada por (cf. Fig 4.1):

 

 

Las nubes son más calidas comparado con el espacio y captan la radiación térmica emitida por la superficie de la Tierra en una manera muy efectiva. Por lo tanto, la superficie de la Tierra recibe más Lin bajo un cielo nublado comparado con un cielo despejado. Esto explica por qué las noches nubladas son más cálidas comparadas con las noches despejadas.

 

A través de su efecto sobre la eficiencia del transporte turbulento, la rugosidad de una superficie también influye en la temperatura de la superficie y en el intercambio de energía con la atmósfera. Por ejemplo, la superficie de un bosque (alto) es muy rugosa y la interacción entre el dosel del bosque y el flujo de aire sobre el bosque produce turbulencia mecánica. La turbulencia mecánica crea remolinos (‘eddies’ en inglés) que mezclan el aire arriba del bosque con el aire dentro del bosque de manera muy efectiva (Fig. 4.4). Entonces, estos remolinos transfieren energía fuera del bosque y la mezclan con la atmósfera.

 

El aire que fluye sobre vegetación de corta estatura y menos rugosa (tales como pastizales o cultivos agrícolas) es generalmente bastante menos turbulento, y por tanto estas cubiertas vegetales son menos eficientes en ‘perder’ la energía adquirida a través de la radiación. Por lo tanto, las superficies menos rugosas tienden a tener temperaturas más altas y una emisión de radiación térmica más alta comparado con las superficies rugosas, como los bosques.

 

En general, el albedo y la temperatura de la superficie (Tsurface) tienen el mayor impacto en el balance de radiación y por tanto en la radiación neta (Rnet) (cf. Fig. 4.1).

 

 

 

Figure 4.4: La interacción entre el flujo de aire y el dosel del bosque produce remolinos turbulentos.

 

 

4.3. La partición de energía

La radiación neta absorbida por la superficie de la Tierra se transforma en otras formas de energía.

 

Considere una superficie cubierta con vegetación. De la Ley de conservación de energía se deduce que:

 

La energía entrante = La energía saliente + Los cambios en la energía almacenada

 

La radiación neta (Rnet), es decir la energía entrante, se utiliza para (Fig. 4.6):

 

·         Calentar el aire sobre la vegetación, lo cual resulta en un flujo de calor hacia la atmósfera. Este flujo se refiere a como el flujo de calor sensible (H, W m-2):

§  El calor de la vegetación calienta los primeros milímetros de aire inmediatamente por encima de los elementos de la vegetación a través del proceso de conducción. La conducción es la transferencia de calor desde una molécula a otra dentro de una sustancia (Fig. 4.5). La tasa de transferencia de calor por conducción depende del gradiente de temperatura, y de si la sustancia es un buen conductor de calor. Sin embargo, el aire es un mal conductor de calor; por lo tanto, el proceso de conducción es solamente importante en los primeros milímetros inmediamente por encima de la superficie (Fig. 4.5).

§  El aire que se calienta por conducción se hace más cálido y boyante comparado con el aire inmediatamente por encima, haciendo que ese aire suba (el proceso de turbulencia convectiva o turbulencia térmica). La convección es la transferencia de calor a través del movimiento de un fluido como el agua o el aire (Fig. 4.5).

 

 

 

 

Figure 4.5: Los procesos de conducción y convección: Debido a que el aire tiene una menor capacidad de conducir el calor, el proceso de conducción es solamente importante en los primeros milímetros por encima de la superficie.

 

 

§  La turbulencia mecánica es generada por la interacción entre el flujo de aire y la superficie; la turbulencia mecánica crea remolinos (o eddies) que transportan aire cálido y húmeda fuera de la superficie, y lo reemplazan con aire más fresco y seco de la atmósfera (cf. Fig. 4.4). La turbulencia mecánica y convectiva son los mayores procesos que transfieren el calor y la humedad de la superficie a la atmósfera.

·         La transpiración de las plantas (Et) y la evaporación del suelo. La suma de la transpiración y la evaporacion de las superficies es referida como la evapotranspiración (ET). El vapor de agua que se produce de esta manera escapa a la atmósfera, lo que resulta en un flujo de agua fuera de la superficie. La energía necesaria para la evaporación de un 1 kg de agua es 2.45 MJ kg-1. Este valor es el calor latente de vaporización (l, véase también Cuadro 1). El producto del calor latente de vaporización (l, 2.45 x 106 J kg-1) y la evapotranspiracion (ET, mm) es referida como el flujo de calor latente (lE, W m-2). Téngase en cuenta que: i) 1 mm es igual a 1 litro de agua por metro cuadrado; y ii) 1 W = 1 J s-1 (véase http://physics.nist.gov/cuu/Units/index.html para una lista de las unidades del SI). El vapor de agua se transfiere de la vegetación a la atmósfera por medio de la turbulencia convectiva y mecánica.

·         Calentar el suelo por abajo de la vegetación, lo que resulta en un flujo de calor en el suelo (G, W m-2).

·         Aumentar la energía almacenada en la vegetación (S, W m-2). Las dos formas más importantes de como la energía puede ser almacenada en la vegetación son: i) en un aumento en la temperatura de la biomasa; y ii) la conversión de la radiación en energía química a través del proceso de la fotosíntesis. Sin embargo, estas formas de almacenamiento de energía son generalmente menores al 10% de la radiación neta. Así, aunque la energía atrapada por la fotosíntesis es el principal motor energético que impulsa el ciclo del carbono de los ecosistemas, esa energía representa solamente una pequeña parte del balance total de energía de los ecosistemas.

 

Entonces, el balance de energía de una cubierta vegetal está dado por (Fig. 4.6):

 

ecuacion

 

 

Figure 4.6: El balance de energía de la superficie, en donde Q* es la radiación neta (Rnet), H y LvE son los flujos de calor sensible (H) y latente (lE), G el flujo en el suelo, y DS los cambios en la energía almacenada.

 

 

Existen interacciones importantes entre los flujos de calor sensible (H) y latente (lE). El consumo de energía por la evapotranspiración causa un enfriamiento de la superficie, reduciendo así la diferencia de temperatura entre la superficie y la atmósfera que impulsa el flujo de calor. Por el contrario, el flujo de calor calienta el aire sobre la vegetación y así aumenta la cantidad de vapor de agua que puede contener la atmósfera (véase también Cuadro 1), y provoca turbulencia convectiva; ambos procesos aumentan el gradiente del vapor de agua (entre la superficie y la atmósfera) que impulsa la evapotranspiración.

 

 

4.4. La relación de Bowen

Debido a estas interdependencias, la humedad de la superficie tiene un fuerte efecto en la relación de Bowen (b), la cual es la razón entre el flujo de calor sensible y el flujo de calor latente:

 

 

Los valores de b varían entre valores menores a 0.1 para los océanos tropicales y mayores que 10 para los desiertos (Tabla 4.3), lo que indica que ya sea la evapotranspiración o el flujo de calor dominan la transferencia de la energía turbulenta entre la superficie y la atmósfera. En general, los ecosistemas húmedos mantienen las mayores tasas de lE, y por lo tanto presentan menores valores de b comparado con los ecosistemas secos. Vientos fuertes o superficies rugosas como los bosques generan turbulencia mecánica, la cual reduce el gradiente de temperatura entre la superficie y la atmósfera, y así el flujo de calor y el valor de b.

 

El valor de b refleja la fuerza de la relación entre el balance de energía y el ciclo hidrológico. Es decir, b es inversamente proporcional a la proporción de Rnet que se consume en el proceso de la evapotranspiración: En cuanto menor sea el valor de b, más fuerte será la relación entre el balance de energía y el ciclo hidrológico.

 

 

Tabla 4.3: Los valores de b para algunas superficies naturales.

Tipo de superficie

b

Desierto

>10

Paisaje semiárido

2-6

Bosque/pastizal templado

0.4-0.8

Bosque tropical

0.1-0.3

Océano tropical

<0.1

 

 

4.5. Ejemplos

 

Ejemplo 1: La variación diurna de la radiación neta (Rnet), la temperatura (T), y los flujos de calor sensible (H) y latente (lE) para un bosque y un pastizal tropical en la Amazonía (Brasil).

 

 

Observaciones:

·         La radiación neta (Rnet) fue más alta sobre el bosque comparado con el pastizal debido a que: i) el bosque tenía un menor coeficiente de reflexión/albedo (a, c.f. Tabla 4.1, Figs. 4.1 y 4.2); y ii) la temperatura de la superficie del bosque fue menor, y por tanto la radiación térmica saliente (Lout) fue menor (c.f. Fig. 4.1).

·         En este caso particular, la razón por la cual la transpiración (Et) del bosque fue mayor que la Et del pastizal se debe a que el bosque tiene un mayor acceso al agua almacenado en el suelo debido a que posee un sistema de raíces más profundas.

·         A pesar de que el bosque recibió más radiación, la temperatura sobre el bosque fue menor debido a su mayor transpiración.

 

 

Ejemplo 2: La variación anual de los componentes del balance de energía de un lago en Holanda, en donde Q* es la radiación neta, y las otras variables fueron definidas anteriormente.

 

 

 

Observaciones:

·         Contrariamente a lo que ocurre con las superficies terrestres donde el flujo en el suelo (G) es, en general, relativamente bajo, G puede alcanzar valores muy altos en los cuerpos de agua. Esto se debe a la mayor capacidad del agua de absorber calor comparado las superficies terrestres. Esto a su vez es debido a que: i) el agua se mezcla bien (por movimientos turbulentos); ii) la luz del sol penetra más profundamente en el agua; y iii) el calor especifico del agua es mayor comparado con la mayoría de los suelos.

·         En latitudes medias y altas donde el clima es altamente estacional (como en Holanda), G es muy alto en la primavera y en el inicio del verano cuando la mayor parte de la radiación solar se usa para calentar el agua.

·         En el otoño, la energía que fue absorbida en la primavera se libera (es decir, el agua se enfría y G es negativo), y parte de esta energía se usa para la evapotranspiración.

 

 4.6. CUESTIONARIO