TEMA 3-Balance Calorifico

7/23/2019 TEMA 3-Balance Calorifico

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Licenciatura en Química: “Física de la Atmósfera”. TEMA 3. Balance de calor en la atmósfera.

1. Introducción.

2. Mecanismos de transferencia de calor.3. Radiación.

4. Radiación solar.

5. Radiación terrestre y atmosférica.

6. Efecto invernadero. Efecto de la atmósfera.7. Balance energético.



Licenciatura en Química: “Física de la Atmósfera”.

INTRODUCCIÓN

El Sol es el principal motor de la atmósfera aportando el 99% de la energía frente a un 1 % procedente del interior dela Tierra.

VARIABILIDAD ESPACIAL Y

TEMPORAL DEL TIEMPO

Esta energía entra en la atmósfera como radiación de onda

corta y sufre transformaciones a otras formas de energía, ala vez que pone en movimiento la masa atmosféricaprovocando variaciones de T, P y humedad.

1. Introducción.

2. Mecanismos de

transferencia de calor.

3. Radiación.


5. Radiación terrestre yatmosférica.

6. Efecto invernadero. Efecto

de la atmósfera.

7. Balance energético.

Finalmente la energía abandona la atmósfera como radiaciónde onda larga.

TEMA 3. Balance de calor en la atmósfera.




INTRODUCCIÓN

En este tema veremos cómo la energía procedente del Solinteracciona con el sistema Tierra-atmósfera mediante:

dando lugar a un calentamiento desigual debido,fundamentalmente, a la inclinación del eje de rotaciónterrestre respecto del plano de la elíptica.

absorciónreflexióny transmisión de la radiación.

También veremos cómo se transfiere ese excedente de calor,

en respuesta al gradiente de T generado por esecalentamiento desigual.


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.





MECANISMOS DETRANSFERENCIA DE CALOR

CALOR:

MECANISMOS DE TRANSFERENCIA DE CALOR:

conducciónconvecciónradiación.

Transferencia de energía de una parte a otra de un cuerpo,o entre diferentes cuerpos, en virtud de una diferencia deT.

Es energía en tránsito.Fluye de una zona de mayor T a una zona de menor T.


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






CONDUCCIÓN

La energía pasa de un cuerpo a otro (o dentro de un mismocuerpo) por contacto, mediante los choques de las moléculasvecinas en sólidos, líquidos o gases.

La energía fluye del cuerpo más caliente al más frío y no cesahasta que se alcanza el equilibrio térmico.

La conductividad térmica del aire ( = 2,53x10-2 Wm-1K -1) estan baja que de hecho es un buen aislante térmico.

z

T A

t

QcondQ

Por lo tanto, este mecanismo es poco efectivo en laatmósfera, salvo entre la superficie terrestre y el aireinmediatamente en contacto.


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






CONVECCIÓN

Transmisión de calor de un punto a otro de un fluido (gas olíquido) mediante el transporte de masa.

El movimiento de una parte del fluido hace que otra, adiferente T, ocupe su lugar.

El resultado es un flujo decalor que dependerá de:

Tipos de convección:

la diferencia de Tla humedadla velocidad del viento.

térmica o natural

forzada.


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3. Radiación.




de la atmósfera.






CONVECCIÓN (continuación)

Tipos de convección:térmica o naturalForzada o advección.

Movimiento del fluido se debe a diferenciaslocales de densidad ocasionadas por uncalentamiento desigual.El aire más caliente asciende por tener

mayor empuje.

El viento hace circular el fluido. Porlo tanto, el flujo de calor dependerá,además de la variación de T, de la

velocidad del viento.


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






RADIACIÓN

La energía se transfiere mediante ondas EM, sin soportematerial.

Todos los cuerpos con T superior al cero absoluto emitenenergía en forma de radiación EM que se denomina radiacióntérmica.

La intensidad y la longitud de onda son función de la T.

La energía que nos llega del Sol se transmite mediante estemecanismo.


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.





RADIACIÓN

El Sol es la fuente más importante de energía en el sistemaTierra-atmósfera.

Es por ello que se hace necesario caracterizar la energíaprocedente del Sol. Esta energía se origina en los procesosde fusión nuclear que en él ocurren y que dan lugar a T muyelevadas.

Esta energía se propaga en forma de radiación EM en elvacío y se transfiere a la atmósfera y a la superficie porabsorción y dispersión de sus fotones.


1. Introducción.

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3. Radiación.




de la atmósfera.





RADIACIÓN


1. Introducción.

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3. Radiación.




de la atmósfera.


ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO

RADIACIÓN ELECTROMAGNÉTICA: ondas producidas porla oscilación o la aceleración de cargas eléctricas o cuandolos electrones ligados a átomos o moléculas verifican

transiciones a estados de menor energía.

Cuando un campo eléctrico o magnético varía con eltiempo, se induce en las regiones próximas del espacio uncampo distinto o perturbación electromagnética que se

propaga en el vacío SIN NECESIDAD DE SOPORTEMATERIAL.

Esta perturbación del campo eléctrico y magnético tienelas propiedades de una onda: ONDA ELECTROMAGNÉTICA.




RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.


ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO (continuación)

Los vectores campo eléctrico y magnético sonperpendiculares entre sí.

Los vectores campo eléctrico y magnético oscilan en fase,

es decir, se anulan al mismo tiempo y alcanzan tambiénsus valores máximos en el mismo instante.

Se llama onda monocromática a aquella ondaelectromagnética que posee una sola frecuencia (ondasenoidal o armónica).

Figura 3.3. Onda EM.




RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.

7. Balance energético. Las ondas EM se propagan en el vacío a una velocidad:

c = 3x108 m/s

con una periodicidad espacial y temporal de y T,respectivamente, relacionadas mediante:

Puede haber ondas EM de todas las longitudes de onda,conformando el ESPECTRO ELECTROMAGNÉTICO.

T

c

: longitud de ondaT: período: frecuencia

donde:


É



Figura 3.4a. Espectro electromagnético.

Los diversos tipos de ondaselectromagnéticas difierensólo en su longitud de onda

y frecuencia.

Estos intervalos no siempretienen límites bien definidos yfrecuentemente se solapan.




Figura 3.4b. Espectro electromagnético.




RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.

7. Balance energético.Las ondas EM transportan energía que es absorbida yemitida por la materia de forma discreta en pequeñospaquetes de energía:


hE

h: constante de Planck (6,63x10-34 J s)donde:

Estos paquetes se llaman cuantos de energía o fotones.

Cuanto mayor es la frecuencia de la radiación, másenergéticos serán los fotones.

Cuando las moléculas del gas atmosférico absorbenfotones con la energía adecuada, pasan a un estado deenergía superior.




RADIACIÓN


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de la atmósfera.

7. Balance energético.Por orden creciente de energía, la absorción de un fotónpuede provocar:


Los estados de energía superiores tienen, en general, untiempo de existencia limitado, pues la molécula tiende arecuperar su estado de energía fundamental.

aumento de energía rotacional: infrarroja y microondas

aumento de energía vibracional: infrarroja

excitación electrónica de valencia: visible, UV, RX

fotoionización (pérdida de e-) y fotodisociación (rotura demoléculas): RX y

Li i Q í i “Fí i d l A ó f ”




RADIACIÓN


1. Introducción.

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3. Radiación.




de la atmósfera.

7. Balance energético.Por último:


Los procesos de ionización y disociación no estánnecesariamente cuantizados.

FOTÓN DISPERSADO:aquel que ha sido emitido de nuevo con la mismaenergía correspondiente a la relajación de la molécula oátomo al estado de partida.

FOTÓN ABSORBIDO:antes de ser emitido, la molécula o átomo choca con

otro y le transfiere energía cinética que aumenta la Tdel gas atmosférico.

Li i t Q í i “Fí i d l At ó f ”




RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO

Para entender la interacción radiactiva entre el Sol y elsistema Tierra-atmósfera, debemos introducir ciertosconceptos que permitirán caracterizar cuantitativamente la

radiación:FLUJO RADIANTE, , de una superficie

Energía emitida, transferida o incidente en un intervalo detiempo dividido por el valor de dicho intervalo:

WsJ





RADIACIÓN


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RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)

EMITANCIA RADIANTE o RADIANCIA, E , de unasuperficie

Flujo radiante, , emitido por esa superficie por unidad de

área:

2m

WE

IRRADIANCIA, R , sobre una superficie

Flujo radiante, , incidente por unidad de superficie:

2m

WR





RADIACIÓN


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EMITANCIA RADIANTE MONOCROMÁTICA oESPECTRAL, E

Se definen como antes, salvo que se refieren a la potencia

emitida y recibida por unidad de superficie para unintervalo de longitudes de onda comprendidos entre y + d :

d

dEE

d

dR R

mm

WE

2

mm

WR

2

E y R son densidades superficiales de flujo energético, y se

encuentran en general distribuidas en un intervalocontinuo de longitudes de onda.

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RADIACIÓN


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de la atmósfera.



El flujo total emitido y recibido es el resultado de integraren todo el dominio de longitudes de onda, las densidadesde flujo espectrales emitida y recibida, respectivamente:

0dEE

0

dR R

TODO CUERPO a T > 0 K emite energía en forma deradiación EM de espectro continuo, consecuencia del

movimiento acelerado de los e-

del cuerpo debido a suagitación térmica.

A T ordinarias la mayoría de los cuerpos son visibles no porla luz que emiten sino por la que reflejan.

A T elevadas los cuerpos son luminosos por sí mismos.




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RADIACIÓN


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de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)Un cuerpo está en EQUILIBRIO RADIACTIVO si el cuerpoemite tanta radiación como absorbe del exterior (ni secalienta ni enfría).

PODER ABSORBENTE o ABSORBANCIA o ABSORTIVIDAD:

Supongamos que un cuerpo recibe una radiación…

INCIDENTE

REFLEJADA

DIFUNDIDA

TRANSMITIDA

… parte de la energía incidente seráreflejada, parte será enviada en todasdirecciones (difundida) y otra penetrará

en el cuerpo se transmitirá a través de élsaliendo al exterior (transmitida).

La suma de estas energías es inferior a la incidente.DÉFICIT = energía absorbida. ABSORBANCIA:

incidenteEnergía

absorbidaEnergíaa





RADIACIÓN


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de la atmósfera.



PODER ABSORBENTE o ABSORBANCIA o ABSORTIVIDAD:

Depende de naturaleza del cuerpo, de su T, de la y delángulo de incidencia.

INCIDENTE

REFLEJADA

DIFUNDIDA

TRANSMITIDA

Cabe pensar que existan cuerpos con a = 1.

CUERPO PERFECTAMENTE ABSORBENTEO

CUERPO NEGRO





RADIACIÓN


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de la atmósfera.



CUERPO NEGRO

Concepto introducido con el fin de estudiar los mecanismosde intercambio de energía radiación-materia.

Es un cuerpo que absorbe toda la radiación que incidesobre él sin reflejar ni transmitir nada de energía alexterior.

Posteriormente la vuelve a emitir toda con una distribución

de la emitancia radiante monocromática E característica,que sólo depende de su T y es independiente de lanaturaleza del cuerpo.





RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.



CUERPO NEGRO (continuación)

Se trata de un concepto ideal.

Como buena aproximación se considera un cuerpo con unacavidad interior abierta al exterior por un pequeño orificio:

Figura 3.5. Cuerpo negro. La luz que entra a través del orificio esprácticamente absorbida en su totalidad por lasparedes después de sucesivas reflexiones.

Supongamos que se calientan las paredes hastauna temperatura T.

El equilibrio radiactivo en la cavidad seestablecerá cuando los átomos de la superficieinterior emitan tanta radiación como absorben desus vecinos por unidad de t y para todas las .





RADIACIÓN


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CUERPO NEGRO (continuación)

La radiación en el interior estará en equilibrio con losátomos de las paredes y la densidad de energía del campo

EM será constante.Figura 3.5. Cuerpo negro. Si hacemos un pequeño agujero para que escape

radiación y la analizamos espectralmente,encontraremos:

1) Es isótropa (igual en todas las direcciones) ysólo depende de la T.





RADIACIÓN


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de la atmósfera.



La emitancia radiante monocromática viene dada por lasiguiente función de distribución:

2) Se cumple la Ley de Planck .

d

1e

1hc2

dEkT

hc5

2b

Esta distribución de energías por longitudesde onda se puede representar como:

Figura 3.6. Curvas de emisión de un cuerpo enfunción de su longitud de onda para distintas T.

El máximo aumenta al aumentar la T y sedesplaza hacia menores.

Estas dos propiedades se recogen las lassiguientes leyes.





RADIACIÓN


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La emitancia radiante, E, de un cuerpo negro a temperatura Tes proporcional a T4.

3) Ley de Stefan-Boltzmann.

04

kT

hc5

2

0bb Td

1e1hc2dEE

: constante de Stefan-Boltzman (5,57x10-8 W m-2 K -4)donde:





RADIACIÓN


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de la atmósfera.



La longitud de onda, , para la cual la emitancia radiantemonocromática, Eb

, es máxima, multiplicada por latemperatura absoluta del radiador es una constante:

4) Ley de Wien.

K cm29,0cteTmáx




Q

RADIACIÓN


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de la atmósfera.



RESUMEN:

Un cuerpo negro emite radiación EM en un espectro continuo

de longitudes de onda.La emitancia radiante monocromática o espectral sólodepende de T (ley de Planck), de tal forma que cuanto máscaliente esté el cuerpo, la radiación, no sólo se hace másintensa (E ∝ T4, ley de Stefan-Boltzmann) sino que el máximo

de E se alcanza para longitudes de onda más cortas (Figura3.6, máxT = cte Ley de Wien).

Un cuerpo negro es un modelo útil para determinar cuaneficiente es un cuerpo absorbiendo y emitiendo radiación.

Licenciatura en Química: “Física de la Atmósfera”. TEMA 3 B l d l l ó f



RADIACIÓN


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de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)Si sobre la superficie de un cuerpo real opaco (no transmite

energía) incide constantemente radiación EM, R, de una

longitud de onda dada:

Mientras que en un cuerpo negrotoda la energía incidente sería

absorbida.

parte es reflejada (R r)

parte es absorbida

E

R

R r

E

R

Figura 3.7a. Esquema de un cuerpo real yun cuerpo negro interaccionando con

radiación EM.

Licenciatura en Química: “Física de la Atmósfera”. TEMA 3 B l d l l t ó f



RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)La misma cantidad de energía sería reflejada hacia dentro si R incidiese desde el interior y la cantidad de energía que sepropaga hacia fuera sería la energía radiante emitida.

Para un cuerpo real, se define laemisividad, , como el cocienteentre la emitancia radiantemonocromática, E, del cuerpo realy la emitancia del cuerpo negro:

bEE

siendo 0 ≤ ≤ 1.

Dependerá de: su naturaleza, T y la a la que se esté emitiendo. CUERPO NEGRO: = 1.

Figura 3.7b.




RADIACIÓN


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de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)Si la emisividad es constante y menor que 1 para todas laslongitudes de onda, = , se dice que el cuerpo es gris, ytoda la distribución espectral de la radiación que emite esproporcional a la del cuerpo negro a la misma T:

b4 ETE

LEY DE KIRCHOFF

La emisividad de un cuerpo en equilibrio radiactivo, a esa T y

a la misma longitud de onda, es igual a su poder absorbente: a




RADIACIÓN


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de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)LEY DE KIRCHOFF: consecuencias fundamentales.

a) Si un cuerpo a una determinada T absorbe fuertementeradiación de una cierta , será igualmente un buen emisor de

radiación para esa .Cuerpo con buena absorbancia es un buen emisor, y viceversa.

Un buen reflector es un mal emisor.

b) Si un cuerpo a una determinada T está rodeado de paredes

a la misma T, para mantener el equilibrio térmico es necesarioque la energía radiante por unidad de tiempo absorbida por elcuerpo procedente de las paredes sea igual a la emitida por lasuperficie del cuerpo.




RADIACIÓN


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3. Radiación.




de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación)LEY DE KIRCHOFF: consecuencias fundamentales.

c) Si la T de un cuerpo no es igual a la T de las paredes que lorodean, la potencia transferida por radiación entre el cuerpo y lasparedes es:

Además se supone = a y prácticamente constante con la T.

4c

4pemabs TTSPPP

S: superficie del cuerpodonde:

: su emisividadTp: temperatura de las paredes

Tc: temperatura del cuerpo.




RADIACIÓN


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de la atmósfera.


RADIACIÓN DEL CUERPO NEGRO (continuación) Veremos que la radiación emitida por el Sol y la emitida por laTierra se aproximan a la emitida por cuerpos negros detemperaturas 6000 y 300 K, respectivamente.

La Tierra y las nubes absorben parte de la radiación que lesllega del Sol y por lo tanto se calentarán y emitirán radiación.

El balance de radiación en el sistema Tierra-atmósfera es talque:

emitida.raddebidosalesolar.raddebidoentra EE

CONSECUENCIA:Temperatura media del sistemaTierra-atmósfera constante




RADIACIÓN SOLAR

Las reacciones nucleares de fusión de hidrógeno paraproducir helio en el Sol es, como se mencionó, la fuenteprincipal de energía en la atmósfera.

Estas reacciones son posibles debido a las elevadísimastemperaturas que existen en su núcleo.

Estas temperaturas a su vez son consecuencia de lasenormes presiones generadas por la atracción gravitatoria.


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3. Radiación.




de la atmósfera.


La potencia térmica así generada se libera como radiaciónEM hacia el espacio exterior.

El Sol puede considerarse como un CUERPO NEGRO queradia a una temperatura de unos 6.000 K.




RADIACIÓN SOLAR


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3. Radiación.




de la atmósfera.

7. Balance energético. ÁREA VERDE:

Radiación que es devuelta alexterior dispersada por elaire y reflejada por lasnubes.

ÁREA CIAN:

Radiación absorbida por los

gases atmosféricos (noalcanza superficie).

Figura 3.8. Distribución espectral de la radiación solar incidente en

el tope de la atmósfera (curva más externa) y al nivel del mar (curvamás interna).

CURVA EXTERNA:

Se ajusta a la distribuciónespectral de la rad. emitida porun cuerpo negro a unos 6.000 K.

Licenciatura en Química: “Física de la Atmósfera”. TEMA 3 Balance de calor en la atmósfera



RADIACIÓN SOLAR

La radiación que llega al borde de la atmósfera se denomina deONDA CORTA:


1. Introducción.

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de la atmósfera.


De la radiación que llega al borde de la atmósfera:

Intervalo VISIBLE

cae en el rango: 0 < < 4 m

máximo entre 0,4-0,7 m

máximo absoluto: 0,5 m

9 % es rad. UV ( < 0,4 m)

49 % es rad. VISIBLE (0,4 < < 0,7 m)

42 % es rad. IR ( > 0,7 m)


TEMA 3 Balance de calor en la atmósfera



RADIACIÓN SOLAR

Desde que la radiación solar es emitida, la distribución espectraly la intensidad que llega a la superficie terrestre dependerá dealgunos parámetros astronómicos y de su interacción con laatmósfera.


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Interacción con la atmósfera:la radiación puede ser absorbida

dispersada

reflejada

Alcanza el sueloun 50 % de la

energía recibidaen tope de

atmósfera

NIVEL DEL MAR (Fig. 3.8):La rad. presenta zonas que han sidoabsorbidas por gases atmosféricos




RADIACIÓN SOLAR

Parámetros astronómicos:


1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Dada la lejanía del Sol, podemos suponer que los rayosllegan paralelos a la Tierra.

La cantidad de energía solar que alcanza una superficiehorizontal unitaria en un lugar específico en cada instantese denomina INSOLACIÓN.

Sabiendo que la rad. emitida por el Sol decrece con elcuadrado de la distancia a su centro, la insolación recibida a

una altura a la que la rad. solar no se vea afectada por laatmósfera terrestre (~1.000 km) podrá expresarse como:

cos

R

R SF

2

ST

ST0 S: constante solar

donde:

R ST: distancia media ST






RADIACIÓN SOLAR


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2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Figura 3.9. Relación entre el plano horizontal local y los rayossolares.

S: altura solar (ángulo complementario sobre línea del horizonte)




RADIACIÓN SOLAR

El nivel de insolación (insolation: incoming solar radiation )estará determinado por:


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2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


la constante solar

la distancia Sol-Tierrala altura del Sol

la duración del día

la transparencia de la atmósfera.





CONSTANTE SOLAR, S

Es la cantidad de energía que se recibe por unidad detiempo y por unidad de área sobre una superficieperpendicular a los rayos solares localizada en el borde

exterior de la atmósfera, a la distancia media Tierra-Sol deR ST = 1,496x108 km (1 UA).

El valor medido a esta distancia promedio es 1368 W m-2.

Este valor presenta pequeñas fluctuaciones inferiores al 1 %debido a los ciclos solares.

RADIACIÓN SOLAR 1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






CONSTANTE SOLAR, S (continuación)

Figura 3.10. Correlaciónentre la evolución demanchas solares y laradiación solar en el topede la atmósfera durantelos dos últimos ciclos

solares (1978-2002).

El Sol emite más

energía cuantas másmanchas haya apesar de ser zonasoscuras y frías.


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






DISTANCIA SOL-TIERRAÓRBITA TERRESTRE:

Elíptica con el Sol en uno de sus focos.

MÁS LEJOS:

En el afelio, el4 de julio.

MÁS CERCA:

En el perihelio,el 3 de enero.

Figura 3.11. Órbitaterrestre alrededor del

Sol y estaciones del año.


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






DISTANCIA SOL-TIERRA (continuación)ÓRBITA TERRESTRE:

Debido a que la excentricidad es muy pequeña, lasdesviaciones de insolación a lo largo del año no superan el7 %.

Para corregir el efecto de la excentricidad se puede usar lasiguiente expresión matemática:

22 ab1 e

365

d2cos033,01

R

R n

2

ST

ST

dn: nº del día del año (1 ≤ dn ≤ 365) donde:

La variación estacional de la insolación deberían provocarinviernos más suaves en HN y veranos más calurosos enHS, que se ven amortiguados por las diferencias de T entreocéanos y continentes y la circulación atmosférica.


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






ALTURA DEL SOL, S Ángulo que forman los rayos solares con la horizontal a lasuperficie terrestre.

Figura 3.12. Altura del Sol.


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






ALTURA DEL SOL, S Ángulo que forman los rayos solares con la horizontal a lasuperficie terrestre.

Produce variaciones mucho más importantes en lainsolación:

S

2

ST

ST

2

ST

ST0 sen

R

R Scos

R

R SF

Cuanto mayor sea la altura del Sol con respecto a nuestrocénit, más perpendicularmente incidirán los rayos y por lotanto:

más concentrada estará la intensidad de radiación enun determinada área de la superficie terrestremenor atenuación del rayo por absorción y reflexión enla atmósfera.


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.





RADIACIÓN SOLAR


ALTURA DEL SOL, S (continuación)

Figura 3.13a. Efecto de la altura del Sol en la insolación recibida en la superficie.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.





1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.




Figura 3.13b. Efecto de la altura del Sol en la insolación recibida en la superficie.

Cuanto más inclinados:

- mayor área de distribución de la energía (disminuye intensidad)

- mayor espesor de la atmósfera.

RADIACIÓN SOLAR





ALTURA DEL SOL, S (continuación)Figura 3.13c. Efecto de la altura del Sol en la insolación recibida enla superficie.


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.






ALTURA DEL SOL, S (continuación)La altura solar depende de:

la estación del año

la latitud

la hora del día

En verano está más alto.

Hacia los polos los rayos son menos perpendiculares.

A las 12 h el Sol está en su posición más alta.

Independientemente estos 3 factores, la altura solar quedadeterminada por la DECLINACIÓN SOLAR, S.

Ángulo entre la línea que une los CM de Sol yTierra y el plano ecuatorial terrestre (celeste).


2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.





1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.




Figura 3.14. Referencias celestes con las coordenadas del Sol respecto de un

observador en la Tierra.

RADIACIÓN SOLAR

DECLINACIÓN SOLAR, S:



- igual a 0 en los equinoccios

- máxima (23,5º) en el solsticio de verano

- mínima (-23,5º) en el solsticio de invierno- variación sinusoidal

365173d2cos45,23 n

S

Figura 3.15. Órbita

terrestre alrededor delSol y estaciones del año.



Figura 3.16. Solsticios y equinoccios.





ALTURA DEL SOL, S (continuación)De la Figura 3.14 se extrae que = S + , que es la latitudgeográfica de un punto situado en la Tierra.

Además, como consecuencia de la rotación terrestre la altura

solar va variando a lo largo del día. Esta variación sedetermina por medio del ángulo horario u hora angular solar,h:

Ángulo entre la posición del Sol a la horaconsiderada y su posición al mediodía:

- h = 0 a mediodía- h < 0 antes del mediodía- h > 0 después.

24

t2h

t: 0-24 (hora solar local)donde:


2. Mecanismos de


3. Radiación.


5. Radiación terrestre y

atmosférica.


de la atmósfera.






ALTURA DEL SOL, S (continuación)Por último, ya es posible expresar la relación angularfundamental que permitirá calcular la altura solar:

en función de:- S: la declinación solar- : la latitud geográfica del punto de observación- h: hora angular solar.

hcoscoscossensencossen SSS


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.






DURACIÓN DEL DÍALa radiación solar sòlo está disponible durante el día.

Cuanto mayor sea su duración mayor será la insolaciónrecibida en un determinado lugar.

Depende sólo de la latitud y la época del año:en verano los días son más largos a medida que nosacercarnos al polo N, hasta durar 24 h

máxima variación en los polos: en invierno no se recibeenergía radiante y en verano se recibe las 24 h.

La expresión del seno de la altura del sol permite calcularel nº de hora que dura el día sabiendo que en el ocaso yen el orto S = 0, de modo que:

0d h2N

S0 tantanhcos


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.





DURACIÓN DEL DÍA

12 – Nd / 2: hora del orto en horario solar local

12 + Nd / 2: hora del ocaso


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.





DURACIÓN DEL DÍA

RESUMEN:

- La rotación de la Tierra en torno a su eje da lugar avariaciones diarias de insolación:

Ecuador: duración del día es de 12 h ( = 0 h0 = 90º Nd = 12h).

Polos: varía de 0 a 24 h a lo largo del año.

- Durante los equinoccios (S = 0): duración del día es 12 h en

todas las latitudes.- La inclinación del eje polar en relación con el plano de laelíptica da lugar a cambios estacionales en la insolación:mayor radiación recibida en verano que en invierno (HN)porque los rayos se aproximan más a la normal.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.





RADIACIÓN SOLAR EXTRATERRESTRE

La radiación solar recibida por un plano horizontal a lasuperficie de la Tierra situada fuera de la atmósfera vendrádada por:

donde: E: corrección de excentricidad de la órbita terrestre

Para un día cualquiera la curva de insolación se obtendráintegrando entre el orto y el ocaso:

hcoscossensenES)t(F SS0

0SS0

orto

ocaso 0

senhcoscossensenhSE24

dt)t(FF


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.





TRANSPARENCIA DE LA ATMÓSFERA

La radiación solar entrante en la atmósfera está sometida aprocesos de absorción, dispersión y reflexión que atenúanla cantidad de insolación que llega a la superficie.

REFLEXIÓN:

Una parte de la radiación que llega a la atmósfera esreflejada por las nubes y la superficie terrestre.

ALBEDO, , es la relación entre la intensidadde radiación solar reflejada por una superficie y

la radiación total que incide en ella.

El albedo planetario promedio (superficie terrestre yatmósfera) es 0,33.

Resulta de promediar anualmente los albedos sobre todo

tipo de superficie y latitud.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.






REFLEXIÓN (continuación):

Albedos:

- mar: 0,06-0,10 dependiendo de oleaje y altura del sol

- bosques: 0,05-0,20- arena: 0,25-0,30

- nieve recién caída: 0,80-0,90

- nubes: 0,26 dependiendo de cantidad, tipo y espesor

reflejan más: las formadas por gotas más grandes

las formadas por gotas que por hielo

las de gran desarrollo vertical.

Finalmente, se añadirá que a mayor albedo menor capacidadde absorción tendrá la superficie.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.








DISPERSIÓN:

Cuando la radiación atraviesa la materia, su campo EM haceoscilar los e-, que a su vez emiten radiación en distintasdirecciones como si fueran nuevas fuentes de emisión.

En la atmósfera son las moléculas y átomos del aire, agua ypartículas las que dispersan la radiación.

Este mecanismo supone una redistribución de energía quetiene como consecuencia la disminución de la intensidad dela radiación incidente.

Dependiendo de la relación entre la longitud de onda de laradiación incidente y el tamaño de la partícula dispersorapueden tener lugar dos tipos de dispersión:

Dispersión Rayleigh

Dispersión Mie


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.






DISPERSIÓN (continuación):

DISPERSIÓN RAYLEIGHLa partícula dispersora tiene un tamaño menor que la longitud deonda de la radiación.

La luz se dispersa en todas direcciones, con muy baja intensidad endirección perpendicular a la incidencia (∝ cos) y con intensidad

inversamente proporcional a la longitud de onda elevada a la cuartapotencia (∝ 1/ 4).

Los gases atmosféricos son más efectivos dispersando las cortas(violeta y azul) que las largas (rojo y naranja).

Sucede en la atmósfera libre de nubes donde las moléculas tienenun diámetro de aprox. 1 Å.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.







Es por ello que el cielo es azul durante el día y los amaneceres yatardeceres son rojos o amarillos

DÍA: el azul se dispersa más ynos llega de todas direcciones.

AMANECER o ATARDECER: altener que atravesar mayor

espesor de atmósfera, el azules fuertemente dispersado.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.


Figura 3.18. Dispersión.



¿Por qué el cielo es azul?



¿Por qué el cielo es azul?






DISPERSIÓN MIEEl centro dispersor tiene un tamaño mayor que la longitud de ondade la radiación.

La eficacia de la dispersión es la misma para cualquier longitud deonda.

Es la responsable del color blanco de las nubes.

Es el caso de los aerosoles o de las gotitas de agua.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.






ABSORCIÓN:

Una fracción importante de la radiación incidente esabsorbida por los gases atmosféricos.

Los gases absorben la radiación en función de la longitud deonda:

O2 0,15 - 0,2 m

O3 0,2 - 0,3 m

cortas(debajo del visible)

NO, N, N2, O2 y O 0,1 - 0,15 m

largas(visible e IR) O3, vapor de agua, CO2 y CH4 > 0,34 m


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.


de la atmósfera.






ABSORCIÓN (continuación):

La franja del UV ( < 0,3 m) experimenta la absorción a unagran altitud, por lo que llega escasamente radiación UV a la

superficie terrestre.Esa absorción es en gran medida la responsable de las altastemperaturas en la termosfera.

Ningún gas es un absorbedor efectivo entre 0,3 – 0,7 m.

La atmósfera es transparente a la radiaciónsolar VISIBLE y llega a la Tierra.


2. Mecanismos de


3. Radiación.



atmosférica.6. Efecto invernadero. Efecto

de la atmósfera.











1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


RADIACIÓN GLOBAL: RADIACIÓN DIRECTA Y DIFUSA

RADIACIÓN SOLAR DIFUSA E INCIDENTE (continuación):

RADIACIÓN SOLAR

Cálculo de la componente difusa e incidente de la rad.:

80,0K 17,0K 648,14K 856,21

K 473,9K 272,2188,1

17,0K 99,0

R R

T4T

3T

2TT

T

S

d,S

donde: R S,d: radiación difusa

R S,b: radiación incidente.

d,SSb,S R R R

Se desprecia la radiación reflejada por estar considerando

una superficie horizontal.




1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.



RADIACIÓN SOLAR SOBRE UN PLANO INCLINADO:

RADIACIÓN SOLAR

PLANO: hacia el S en el hemisferio norte y hacia el N en elhemisferio sur, formando un ángulo con la horizontal.

donde: R S,r: radiación de albedo o reflejada

: albedo de la zona alrededor del plano.

Cálculo de las tres componentes de la radiación:

cos

cosR R b,Sb,S

cos1R

2

1R d,Sd,S

cos1R 2

1R Sr,S

Valores típicos de : - suelo raso: 0,2- tierra con hierba: 0,3- si hay nieve: 0,6




1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.



RADIACIÓN SOLAR SOBRE UN PLANO INCLINADO:

RADIACIÓN SOLAR

Estas expresiones se han obtenido suponiendo que laradiación solar incidente permanece constante a lo largodel día.

A pesar de no ser así, se ha demostrado que estaaproximación funciona.




RADIACIÓN TERRESTRE Y ATMOSFÉRICA

La radiación directa y la difusa que alcanza la superficie dela Tierra es reflejada según el albedo de la superficie yabsorbida.

La radiación absorbida hace aumentar la temperatura de lasuperficie en función de su calor específica.

Esta energía pasa a formar parte de la energía interna delsistema Tierra-atmósfera.

Servirá en parte para poner en movimiento las masasatmosféricas y oceánicas por transformaciones de energíapotencial, calor latente y energía cinética.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


También parte será emitida en forma de radiación: elsistema Tierra-atmósfera radia aproximadamente como uncuerpo negro a unos 300 K.






RADIACIÓN TERRESTRE Y ATMOSFÉRICA

Aunque parte de la radiación solar es absorbida por losgases atmosféricos, es la radiación terrestre de onda larga laque calienta la atmósfera por medio de los gasesinvernadero.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Principales absorciones:

CO2 13 – 17, a 2.5 y 4 m

O3 a 9.7 m

Vapor de agua < 3.5, 5-8 y > 12 m

VENTANA ATMOSFÉRICA:

Existe una región entre 8-12 m en que la atmósfera esprácticamente transparente a la radiación terrestre.

Escapa al espacio exterior sin ser absorbida.




EFECTO INVERNADERO. EFECTO DE LA ATMÓSFERA

Teniendo en cuenta que la Tierra se encuentra en equilibrioradiactivo, se puede considerar que la radiación solar deonda corta que entra en el sistema Tierra-atmósfera es iguala la de onda larga que sale al exterior.

La atmósfera absorbe principalmente radiación procedente

de la superficie (desde abajo) y emite hacia el exterior yhacia superficie terrestre también.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Esto hace que la temperatura de la atmósfera sea inferior ala de la superficie, que absorbe onda corta procedente del

Sol y larga procedente de la atmósfera.





PAPEL TÉRMICO DE LA ATMÓSFERA:MODELO 1

Se estima la T de la superficie en ausencia de atmósfera yse realiza un diagrama de flujos de energía:

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Radiación solar incidente

Radiación solar reflejada

Radiación terrestreemitida

Radiación solar absorbida

4 /SF0

0F

40T

T0

Figura 3.21. Modelo deequilibrio radiactivo sinatmósfera.





PAPEL TÉRMICO DE LA ATMÓSFERA (continuación):MODELO 1 (continuación)

La energía neta absorbida por unidad de tiempo:

(suponemos que la sección que intercepta la radiación es un disco de área R T2)

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


2

TabsR S1P

Consecuencia del calentamiento se emite energía a travésde toda su superficie por unidad de tiempo:

40

2Tem TR 4P

Igualando ambas potencias y despejando T0:

4

1

0

4

S1T

Si S = 1368 W/m2 y = 0,3: T0 = 255 K (-18 ºC).

Figura 3.22. Área donde incide

la radiación: modelo 1.






1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Dado que el valor esperado sería 15 ºC, la diferencia detemperatura se explica teniendo en cuenta el efecto de la

atmósfera.

EFECTO INVERNADERO





PAPEL TÉRMICO DE LA ATMÓSFERA (continuación):

MODELO 2

En el modelo anterior puede considerarse la existencia deuna capa atmosférica a temperatura Ta con coeficientes detransmisión para la radiación solar, S, y para la radiación

terrestre, T.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Diagrama de flujos de energía:

4 /S1F0 aF

gT F

Tg

Figura 3.23. Modelo de equilibrioradiactivo con atmósfera.

0S FaF

4gT

Ta






1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


donde: F0: potencia por unidad de superficie queincide en el tope de la atmósfera sobre unasección R

T

2 y para un albedo ,repartiéndose entre una superficie esférica:

S F0: fracción de F0 absorbida por superficie terrestre.

4 /S1F0 aF

gt F

Tg

0S F

aF4

gT

Ta

4 /S1F0 aF

gt F

Tg

0S F

aF4

gT

Ta

4

S1

R 4

R S1F

2T

2T

0

Tg4: emisión de la superficie terrestre como cuerpo negro que

alcanza atmósferaT Fg: radiación procedente de la superficie terrestre quealcanza la atmósfera y se transmitiráFa = (1-T) Tg

4: la capa atmosférica emitirá hacia arriba yabajo






Si suponemos la capa atmosférica en equilibrio radiactivo elflujo neto entre la base y el tope debe ser cero.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


4 /S1F0 aF

gt F

Tg

0S F

aF4

gT

Ta

4 /S1F0 aF

gt F

Tg

0S F

aF4

gT

Ta

gTa0NT FFFF

Potencia neta por unidad de superficie en el tope:

0SagNB FFFF

Potencia neta por unidad de superficie en la base:

t

S0g1

1FF

Igualando:

4

1

t

S0g1

1TT

4

1

0 4

S

1T






Dando valores:

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


4 /S1F0 aF

gt F

Tg

0S F

aF4

gT

Ta

4 /S1F0 aF

gt F

Tg

0S F

aF4

gT

Ta - atmósfera casi transparente a la radiación solar: S = 0,9

Tg = 286 K

- atmósfera casi opaca a la radiación terrestre: T = 0,2

BUENA APROXIMACIÓN

EFECTO INVERNADERO:

Incremento de unos 30 K en la temperatura media efectivadel suelo como consecuencia de la distinta transmitancia quepresenta la atmósfera a la radiación de onda corta (solar) y

onda larga (terrestre).




BALANCE ENERGÉTICO

Los estudios realizados indican que la temperatura de laTierra se ha mantenido constante lo que significa que existeun equilibrio radiactivo entre la cantidad de radiación solarentrante y la terrestre saliente.

A pesar de este balance radiactivo se observa un gran

desequilibrio en la distribución de la radiación absorbida yemitida en altura.

1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Además ciertas regiones del planeta reciben en promediomás energía solar que otras lo que supone un fuertedesequilibrio latitudinal.

Veremos cómo se distribuyen los flujos radiactivos a nivel sesuelo, troposfera y estratosfera. Esta capa se considera quees la última que emite tanta emergía como absorbe, y en latroposfera encontraremos un déficit porque emite más que

absorbe. En el suelo el balance será positivo.




BALANCE ENERGÉTICO1. Introducción.

2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN DE ONDA CORTA

El promedio de flujo radiante sin atenuar que intercepta eldisco terrestre es R T2 S.

Este flujo se reparte por toda la superficie terrestre(esfera):

Tras atravesar la atmósfera, se estima que la mitad

consigue llegar a la superficie de la Tierra.

2

2T

2T Wm345

4

S

R 4

R S





2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN DE ONDA CORTA

De cada 100 unidades(= 345 Wm-2) de

radiación solarincidente:





2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN DE ONDA LARGA

Sabiendo que Tierra emite como cuerpo negro a 288 K, lapotencia emitida por unidad de superficie vendrá dada porla ley de Stefan-Boltzmann:

Lo que supone 113 unidades de radiación de onda largaemitidas por el suelo.

24 Wm390T

La diferencia con la cantidad recibida se explica por elhecho de que el suelo absorbe también radiaciónprocedente de la atmósfera.





2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


DISTRIBUCIÓN DE LA RADIACIÓN DE ONDA LARGA





2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


Figura 3.24. Esquema de la distribución de la radiación en el sistema

tierra-atmósfera.





2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


CONCLUSIONES:

1º) El sistema está en equilibrio radiactivo: entran 100unidades y salen 100 (33 + 67).

2º) Existe fuerte desequilibrio entrerad. de OL y OC de 30 unidades de

superávit en superficie y 30 dedéficit en troposfera.

3º) Este desequilibrio ha deregularse por transferencia de calorno radiactiva de 30 unidades desde

suelo a troposfera (23 en forma decalor latente de vaporización, 7unidades transportadas porconvección y difusión).

4º) Esto supone que la superficie dela tierra se enfría por: vaporizaciónde agua, conducción, convección y

emisión infrarroja.


1 I d ió




2. Mecanismos de


3. Radiación.




de la atmósfera.


CONCLUSIONES:

5º) El desequilibrio se produce verticalmente entresuperficie y atmósfera.

6º) También existe desequilibrio latitudinal: la radiación incidemás perpendicularmente sobre latitudes bajas y porque la

emisión de onda larga disminuye con la latitud (emisiónproporcional a la T).

Figura 3.25. Balance deradiación latitudinal.



Licenciatura en Química: “Física de la Atmósfera”. TEMA 1. Aire seco.



BIBLIOGRAFÍA1. Introducción.

2. Composición de la

atmósfera.

3. Variaciones con la altura.

4. Variaciones con la latitud y la

estación.

5. Variaciones con el tiempo.6. Características físicas.

7. Origen de la atmósfera

terrestre.

“Fundamentos de meteorología”, Irene Sendiña Nadal y VicentePérez Muñuzuri. Ed. Universidade de Santiago de Compostela(2006).

“Meteorology Today: an introduction to weather, climate, and theenviroment”, C. Donald Ahrens. Ed. Brookscole. 6ª edición (2000).

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TEMA 3-Balance Calorifico