Descripción

El modelo conceptual describe grupos, conceptos y relaciones antes de introducir ecuaciones.

ID:4681

Descripción

El primer paso consiste en analizar la descripción general del modelo e identificar los distintos aspectos que intervienen en el fenómeno y que deben ser representados. Cada uno de estos aspectos se organiza como un grupo, entendido como una unidad conceptual coherente que describe una parte específica del funcionamiento del modelo.



Cada grupo reúne los objetos o conceptos relevantes para ese aspecto y las relaciones o verbos que describen cómo interactúan, se modifican o dependen unos de otros. De esta manera, cada grupo constituye una parte de la red semántica del modelo, mientras que el conjunto de los grupos permite representar de forma estructurada su funcionamiento global.



La división en grupos facilita además separar mecanismos, condiciones, procesos y resultados que cumplen funciones diferentes dentro del modelo, manteniendo al mismo tiempo las relaciones que existen entre ellos. Los grupos no son, por tanto, componentes aislados: pueden compartir conceptos y establecer relaciones entre sí, formando conjuntamente una única representación semántica del fenómeno.







La imagen anterior ofrece una visión general de los distintos aspectos en que se ha estructurado el modelo. A continuación se presentan los grupos identificados, indicando para cada uno su título y una breve descripción del aspecto del modelo que representa.



Grupo 1: Grupo 1: Intercambio solar de onda corta

La radiación solar de onda corta llega a la superficie y una fracción se refleja según el albedo. La fracción restante queda absorbida por la superficie. Por ello, a radiación incidente fija, un aumento del albedo aumenta la reflexión y reduce la absorción. Este grupo entrega la onda corta absorbida al balance radiativo neto; el storyboard no define una ley adicional para la radiación solar incidente.



Grupo 2: Grupo 2: Control del albedo por cobertura superficial

El albedo cambia fuertemente con el tipo de superficie. La nieve recién caída presenta los valores más altos, mientras bosque denso, suelo oscuro y agua líquida tienen albedos bajos; suelo claro y cultivos ocupan rangos intermedios. Un cambio de cobertura modifica el albedo y, a través de él, la fracción solar reflejada y absorbida. La deforestación boreal constituye el ejemplo explícito: reemplazar bosque oscuro por nieve expuesta incrementa la reflexión y puede producir enfriamiento regional neto, aunque la deforestación también libere CO2.



Grupo 3: Grupo 3: Intercambio térmico de onda larga

La superficie emite radiación de onda larga según Stefan-Boltzmann, aumentando con la cuarta potencia de su temperatura. La atmósfera devuelve contrarradiación de onda larga hacia la superficie. La diferencia entre la radiación térmica entrante y saliente contribuye al balance neto. La temperatura superficial es por tanto una variable puente entre el estado térmico y la pérdida radiativa.



Grupo 4: Grupo 4: Balance radiativo neto y ciclo diurno

El balance radiativo neto resulta de combinar la radiación que entra y la que sale, incluyendo onda corta y onda larga. Durante la noche no existe ganancia solar y el balance puede ser negativo por la pérdida de onda larga; hacia el mediodía se vuelve fuertemente positivo y puede alcanzar hasta 800 W/m² en un día de verano tropical. El ciclo diurno de radiación solar impulsa así un ciclo diurno de energía neta disponible. Esta energía conecta el intercambio radiativo con los flujos superficiales.



Grupo 5: Grupo 5: Partición de la energía superficial

La energía neta disponible se reparte entre calor sensible, calor latente y flujo de calor hacia el suelo. El calor latente está asociado a evapotranspiración y presenta una correlación positiva con la energía neta disponible. La partición entre calor sensible y calor latente depende de cuánta agua tiene disponible la superficie y se describe cualitativamente mediante la razón de Bowen. El storyboard no proporciona aquí una forma funcional adicional para esa partición.



Grupo 6: Grupo 6: Respuesta climática e hidrológica

Un balance neto positivo impulsa simultáneamente calentamiento superficial, evapotranspiración y convección atmosférica. Por ello el ciclo diurno del balance radiativo actúa como forzante principal del ciclo hidrológico superficial. La energía disponible y su partición terminan condicionando el clima local y el ciclo del agua. Este grupo conserva las respuestas finales explícitas sin reemplazar los mecanismos radiativos y energéticos que las preceden.

ID:1712

Descripción

La radiación solar de onda corta llega a la superficie y una fracción se refleja según el albedo. La fracción restante queda absorbida por la superficie. Por ello, a radiación incidente fija, un aumento del albedo aumenta la reflexión y reduce la absorción. Este grupo entrega la onda corta absorbida al balance radiativo neto; el storyboard no define una ley adicional para la radiación solar incidente.



Pregunta clave: ¿Cómo se divide la radiación solar incidente entre reflexión y absorción?

La radiación solar de onda corta llega a la superficie y una fracción se refleja según el albedo. La fracción restante queda absorbida por la superficie. Por ello, a radiación incidente fija, un aumento del albedo aumenta la reflexión y reduce la absorción. Este grupo entrega la onda corta absorbida al balance radiativo neto; el storyboard no define una ley adicional para la radiación solar incidente. La radiación solar de onda corta que llega hasta esa superficie, con longitudes de onda de entre tres décimas y cuatro micrómetros, se refleja parcialmente según el albedo propio de cada superficie, y el resto de esa radiación queda absorbido. La propia superficie, a su vez, emite radiación de onda larga que sigue la ley de Stefan-Boltzmann, creciendo con la cuarta potencia de su propia temperatura, mientras que la atmósfera le devuelve a esa misma superficie su propia contrarradiación de onda larga; la diferencia entre toda la radiación que entra y toda la que sale es, precisamente, la energía neta disponible que después se reparte entre el calor sensible, el calor latente y el flujo de calor hacia el suelo, tal como ya se describió al hablar de los flujos superficiales. El ciclo diurno de este balance radiativo es, además, el principal forzante del ciclo hidrológico que ocurre en la superficie: el balance neto pasa de ser negativo durante la noche, cuando la superficie solo pierde radiación de onda larga sin recibir ninguna ganancia solar que la compense, a ser fuertemente positivo al mediodía, alcanzando hasta ochocientos vatios por metro cuadrado en un día de verano tropical; es precisamente ese balance neto positivo el que impulsa, a la vez, el calentamiento de la superficie, la evapotranspiración y la convección atmosférica. Así, desde el intercambio de radiación de onda corta y onda larga con el que arranca este documento hasta esa partición entre calor sensible y calor latente con la que termina, pasando por la enorme variabilidad del albedo y por el ciclo diurno que la acompaña, el balance radiativo superficial hace que la cantidad de energía disponible en la superficie de la Tierra, en cada instante y en cada lugar, termine determinando tanto el clima local como el propio ciclo del agua que ocurre sobre esa superficie.

ID:2463

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El albedo cambia fuertemente con el tipo de superficie. La nieve recién caída presenta los valores más altos, mientras bosque denso, suelo oscuro y agua líquida tienen albedos bajos; suelo claro y cultivos ocupan rangos intermedios. Un cambio de cobertura modifica el albedo y, a través de él, la fracción solar reflejada y absorbida. La deforestación boreal constituye el ejemplo explícito: reemplazar bosque oscuro por nieve expuesta incrementa la reflexión y puede producir enfriamiento regional neto, aunque la deforestación también libere CO2.



Pregunta clave: ¿Cómo controla la cobertura superficial el albedo y sus consecuencias radiativas?

El albedo cambia fuertemente con el tipo de superficie. La nieve recién caída presenta los valores más altos, mientras bosque denso, suelo oscuro y agua líquida tienen albedos bajos; suelo claro y cultivos ocupan rangos intermedios. Un cambio de cobertura modifica el albedo y, a través de él, la fracción solar reflejada y absorbida. La deforestación boreal constituye el ejemplo explícito: reemplazar bosque oscuro por nieve expuesta incrementa la reflexión y puede producir enfriamiento regional neto, aunque la deforestación también libere CO2. La propia superficie, a su vez, emite radiación de onda larga que sigue la ley de Stefan-Boltzmann, creciendo con la cuarta potencia de su propia temperatura, mientras que la atmósfera le devuelve a esa misma superficie su propia contrarradiación de onda larga; la diferencia entre toda la radiación que entra y toda la que sale es, precisamente, la energía neta disponible que después se reparte entre el calor sensible, el calor latente y el flujo de calor hacia el suelo, tal como ya se describió al hablar de los flujos superficiales. El albedo superficial es extremadamente variable según el tipo de superficie: la nieve recién caída refleja entre el ochenta y el noventa por ciento de la radiación solar que recibe, los bosques densos y el suelo desnudo oscuro reflejan apenas entre el diez y el quince por ciento, el suelo claro refleja entre el veinticinco y el treinta y cinco por ciento, los cultivos entre el veinte y el veinticinco por ciento, y el agua líquida apenas entre el seis y el diez por ciento. Es precisamente esa enorme variabilidad de albedo entre superficies la que hace que el balance radiativo resulte extremadamente sensible a cualquier cambio en la cobertura del suelo: la deforestación de las regiones boreales, que sustituye un bosque oscuro por la nieve brillante que queda expuesta debajo, puede llegar a producir un enfriamiento regional neto, a pesar de que esa misma deforestación libera dióxido de carbono a la atmósfera. Así, desde el intercambio de radiación de onda corta y onda larga con el que arranca este documento hasta esa partición entre calor sensible y calor latente con la que termina, pasando por la enorme variabilidad del albedo y por el ciclo diurno que la acompaña, el balance radiativo superficial hace que la cantidad de energía disponible en la superficie de la Tierra, en cada instante y en cada lugar, termine determinando tanto el clima local como el propio ciclo del agua que ocurre sobre esa superficie.

ID:2464

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La superficie emite radiación de onda larga según Stefan-Boltzmann, aumentando con la cuarta potencia de su temperatura. La atmósfera devuelve contrarradiación de onda larga hacia la superficie. La diferencia entre la radiación térmica entrante y saliente contribuye al balance neto. La temperatura superficial es por tanto una variable puente entre el estado térmico y la pérdida radiativa.



Pregunta clave: ¿Cómo intercambian superficie y atmósfera radiación térmica de onda larga?

La superficie emite radiación de onda larga según Stefan-Boltzmann, aumentando con la cuarta potencia de su temperatura. La atmósfera devuelve contrarradiación de onda larga hacia la superficie. La diferencia entre la radiación térmica entrante y saliente contribuye al balance neto. La temperatura superficial es por tanto una variable puente entre el estado térmico y la pérdida radiativa. El balance radiativo superficial es el intercambio neto de energía, en forma de radiación electromagnética, entre la superficie terrestre y la atmósfera que tiene encima. La propia superficie, a su vez, emite radiación de onda larga que sigue la ley de Stefan-Boltzmann, creciendo con la cuarta potencia de su propia temperatura, mientras que la atmósfera le devuelve a esa misma superficie su propia contrarradiación de onda larga; la diferencia entre toda la radiación que entra y toda la que sale es, precisamente, la energía neta disponible que después se reparte entre el calor sensible, el calor latente y el flujo de calor hacia el suelo, tal como ya se describió al hablar de los flujos superficiales. El ciclo diurno de este balance radiativo es, además, el principal forzante del ciclo hidrológico que ocurre en la superficie: el balance neto pasa de ser negativo durante la noche, cuando la superficie solo pierde radiación de onda larga sin recibir ninguna ganancia solar que la compense, a ser fuertemente positivo al mediodía, alcanzando hasta ochocientos vatios por metro cuadrado en un día de verano tropical; es precisamente ese balance neto positivo el que impulsa, a la vez, el calentamiento de la superficie, la evapotranspiración y la convección atmosférica. Así, desde el intercambio de radiación de onda corta y onda larga con el que arranca este documento hasta esa partición entre calor sensible y calor latente con la que termina, pasando por la enorme variabilidad del albedo y por el ciclo diurno que la acompaña, el balance radiativo superficial hace que la cantidad de energía disponible en la superficie de la Tierra, en cada instante y en cada lugar, termine determinando tanto el clima local como el propio ciclo del agua que ocurre sobre esa superficie.