1.3: Teoría

Hemos visto cómo ha cambiado el clima global y hemos aprendido que algunos de estos cambios se han relacionado con forzamientos y retroalimentaciones como las concentraciones atmosféricas de CO ₂ y la distribución estacional de la irradiancia solar. Ahora queremos proceder a entender cuantitativamente por qué el clima está cambiando. Para ello consideraremos el presupuesto energético de la Tierra, revisaremos qué es la radiación electromagnética, cómo interactúa con la materia, cómo pasa por la atmósfera y cómo ésta crea el efecto invernadero. Pero primero, discutiremos brevemente la ecuación general del presupuesto porque es ampliamente utilizada por los científicos y será utilizada en diferentes ocasiones a lo largo de este libro.

Casilla 1: Ecuación Presupuestaria

A los científicos les gusta hacer un seguimiento de las cosas: energía, agua, carbono, cualquier cosa realmente, porque les permite explotar las leyes de conservación. En física, por ejemplo, tenemos la ley de conservación de energía. Es la primera ley de la termodinámica y establece que la energía no puede ser destruida o creada; sólo puede cambiar entre diferentes formas o fluir de un objeto a otro. De igual manera, las cantidades totales de agua y carbono en la tierra se conservan aunque pueden cambiar de forma o fluir de un componente a otro. Para comenzar, necesitamos una cantidad de interés bien definida. Llamemos a esa cantidad X. Podría ser energía, agua, carbono, o algo más que obedezca a una ley de conservación. Se puede restringir a una parte o componente específico del sistema climático, por ejemplo, el agua en la criosfera. Matemáticamente una ecuación presupuestaria se puede escribir como

\[ \frac{\partial X}{\partial t} = I-O \]

donde los diferenciales denotan un pequeño cambio infinitesimal, t es tiempo, I es la entrada y O es la salida. El lado izquierdo de esta ecuación es la tasa de cambio de X. En la práctica los diferenciales pueden ser reemplazados por diferencias finitas (Δ) de tal manera que obtenemos

\[ \frac{\Delta X}{\Delta  t} = I-O \] 

Las diferencias finitas se pueden calcular fácilmente: Δ X = X ₂ — X ₁ y Δ t = t ₂ — t ₁. Aquí X ₁ corresponde a la cantidad X en el tiempo t ₁ y X ₂ corresponde a la cantidad X en el tiempo t ₂. Tenga en cuenta que las entradas y salidas tienen unidades de la cantidad X divididas por el tiempo. A menudo se les llama flujos.

Figura\(\PageIndex{1}\): Ilustración de la ecuación presupuestal. Una caja que contenga una cantidad conservada X que no incluya fuentes o sumideros internos cambiará en el tiempo de acuerdo con las entradas externas menos las salidas.

Se pueden conectar diferentes cajas de tal manera que la salida de una caja se convierte en la entrada de otra caja.

Un presupuesto está en balance si la cantidad X no cambia en el tiempo. En este caso Δ X = 0 y la entrada es igual a la salida:

\[ I= O\]

Hagamos un pequeño ejemplo. Supongamos que un estudiante recibe un estipendio mensual de $1,000 y $400 de sus padres. Esos son los insumos a la cuenta bancaria del estudiante en unidades de dólares al mes I = $1,000/mes + $400/mes = $1,400/mes. Los resultados serían los gastos mensuales del estudiante. Digamos que paga $400 por colegiatura, $420 por renta, $390 por comida y $100 por libros (aunque no para este) tal que O = $400/mes + $420/mes + $390/mes + $100/mes = $1,310 al mes = $1,310 al mes. La tasa de cambio de su cuenta bancaria es Δx/δT = I — O = $1,400/mes — $1,310/mes = 90/mes. El alumno ahorra 90 dólares mensuales.

La ecuación se\(\PageIndex{2}\) puede utilizar para predecir la cantidad X en el tiempo t ₂

\[ X_{2} = X_{1} + \left ( I-O \right )\Delta t \]

de su valor X ₁ en el tiempo t ₁ si se conocen las entradas y salidas. En el modelado climático este método, llamado modelado hacia adelante, se utiliza para predecir cantidades en el futuro un paso de tiempo Δt a la vez.

En nuestro ejemplo, si el alumno inicia en el tiempo t ₁, digamos en enero, con X ₁ = 330 dólares en su cuenta bancaria entonces podemos predecir que en febrero tendrá X ₂ = $330 + ($1,400/mes — $1,310/mes) × (1 mes) = $330 + $90 = $420. Tenga en cuenta que en este caso el paso de tiempo Δt = 1 mes.

a) Radiación electromagnética

El presupuesto energético de la Tierra está determinado por la entrada de energía del sol (radiación solar) y la pérdida de energía al espacio por la radiación térmica o terrestre, que se emite desde la propia Tierra. La radiación solar tiene longitudes de onda más cortas que la radiación terrestre porque el sol es más caliente que la Tierra. Para entender esto consideremos el espectro de radiación electromagnética (Figura 1). La radiación electromagnética son ondas de campos eléctricos y magnéticos que pueden viajar a través del vacío y la materia (por ejemplo, el aire) a la velocidad de la luz (c). Es una forma en que la energía puede ser transferida de un lugar a otro. La longitud de onda de la radiación electromagnética (λ), que es la distancia de un pico al siguiente, varía en más de 16 órdenes de magnitud. La luz visible, que tiene longitudes de onda de aproximadamente 400 nm (nanómetros, 1 nm = 10 ^-9 m = una millonésima parte de milímetro) a aproximadamente 700 nm, ocupa solo una pequeña parte de todo el espectro de radiación electromagnética. La frecuencia (ν) por la longitud de onda es igual a la velocidad de la luz c = ν λ.

Albert Einstein demostró en 1905 que la radiación electromagnética tiene propiedades de partículas. En la física cuántica moderna la partícula de luz se llama fotón. Cada fotón tiene una cantidad discreta de energía E = hv = hc/λ que corresponde a su longitud de onda, donde h = 6.63×10 ^-34 Js es la constante de Planck. Cuanto más corta sea la longitud de onda, mayor será la energía. Los fotones de alta energía a las longitudes de onda ultravioleta, rayos X y rayos gamma pueden ser dañinos para los organismos biológicos porque pueden destruir moléculas orgánicas como el ADN.

Figura\(\PageIndex{2}\): El espectro de radiación electromagnética. La radiación electromagnética va desde ondas de radio con longitudes de onda de cientos de metros y más, hasta rayos gamma, con longitudes de onda de 10 ^-12 m, que es tan pequeña como el tamaño de un núcleo atómico. De chromacademy.com.

La interacción de la radiación electromagnética con la materia depende de la longitud de onda de la radiación. Las moléculas tienen diferentes estados de energía discretos y pueden pasar de un estado a otro absorbiendo o emitiendo un fotón a una longitud de onda que corresponda a esa diferencia de energía (Figura\(\PageIndex{3}\)). La absorción (captura) de un fotón conduce a una transición de un estado energético inferior a uno superior. Tenga en cuenta que una vez absorbido el fotón se ha ido y su energía se ha agregado a la molécula. La emisión (liberación) de un fotón conduce a una transición de un estado superior a uno inferior (invirtiendo la dirección de las flechas en la Figura\(\PageIndex{3}\)) A. Obsérvese que el fotón emitido puede tener una longitud de onda diferente a la del fotón absorbido. Si, por ejemplo, se absorbió un fotón UV y ha provocado que la energía de la molécula aumente del estado electrónico básico al segundo estado excitado, la molécula puede emitir dos fotones visibles, primero uno que conduce a una transición del segundo al primer estado electrónico excitado, y luego otro que conduce a una transición al estado fundamental.

A

 

B

Figura\(\PageIndex{3}\): Interacciones de radiación electromagnética con moléculas. R: La absorción de un fotón de alta energía con una longitud de onda ultravioleta o visible puede conducir a estados electrónicos excitados. Cada estado de energía electrónica excitada tiene subestados con diferentes niveles vibracionales. La absorción de un fotón infrarrojo de menor energía puede excitar un nivel vibratorio sin cambiar el estado electrónico. B\: La absorción de fotones de baja energía en las longitudes de onda de microondas o infrarrojos puede conducir a la rotación o vibración de las moléculas, mientras que los fotones de alta energía a longitudes de onda ultravioleta pueden romper moléculas. De wag.caltech.edu.

En física un cuerpo negro es un objeto idealizado que puede absorber y emitir radiación en todas las frecuencias. Un cuerpo negro emite radiación según la ley de Planck (Figura 3). En los experimentos de física clásica se utiliza una caja cerrada cubierta en el interior con grafito para estudiar sus propiedades. Tiene sólo un pequeño agujero como abertura para medir la radiación que sale de la caja. Aunque un cuerpo negro es una idealización muchos objetos se comportan como un cuerpo negro. Incluso nieve fresca. O el sol.

 

A

B

Figura\(\PageIndex{4}\): La intensidad de la radiación de cuerpo negro (unidades arbitrarias) según la ley de Planck en función de su longitud de onda (en nm en\(\PageIndex{4}\) A y μm (micrómetros, 1 μm = 10 ^-6 m = 1,000 nm) en\(\PageIndex{4}\) B). La temperatura del sol es de unos 6.000 K, con un pico en la parte visible del espectro. La curva azul en el panel superior muestra la ley de Viena, que describe cómo el máximo se mueve hacia longitudes de onda más grandes a temperaturas más frías. El panel inferior muestra curvas representativas de las temperaturas del sol (6,000 K) y de la Tierra (303 K). Tenga en cuenta que el panel inferior utiliza un eje x logarítmico y que los valores para el sol (escala izquierda) son aproximadamente 6 órdenes de magnitud mayores que los de la Tierra (escala derecha). Imagen superior de periodni.com, imagen inferior de learningweather.psu.edu.

La integración de la curva de Planck en todas las frecuencias resulta en la ley Stefan-Boltzmann

\[ F = \varepsilon \epsilon \sigma T^{4} \]

que establece que el flujo de energía total F en unidades de vatios por metro cuadrado (Wm ^-2) emitido desde un objeto es proporcional a la temperatura absoluta del objeto T en unidades de Kelvin (K) a la potencia cuatro. La constante de Stefan Boltzmann es σ = 5.67×10 ^-8 Wm ^-2 K ^-4 y ε es la emisividad (0 < ε < 1), una constante específica del material que permite desviaciones del comportamiento ideal del cuerpo negro (para lo cual ε = 1). Para ε = 1, F representa el área bajo la curva de Planck. La emisividad para el hielo es de 0.97, que para el agua es 0.96, y que para la nieve está entre 0.8 y 0.9. Así, el agua y el hielo son cuerpos negros casi perfectos, mientras que para la nieve la aproximación es menos perfecta pero sigue siendo buena. Los materiales altamente reflectantes como la plata pulida (ε = 0.02) y el papel de aluminio (ε = 0.03) tienen bajas emisividades.

La ecuación\(\PageIndex{5}\) establece que cualquier objeto a una temperatura mayor que el cero absoluto emite energía. La energía emitida aumenta rápidamente con la temperatura. Por ejemplo, una duplicación de la temperatura hará que su salida de energía radiativa aumente en un factor de 2 ⁴ = 16.

 

Recuadro 2: Balance Energético de la Tierra Modelo 1 (Bare Rock)

Figura\(\PageIndex{5}\): Ilustración del Modelo de Balance Energético 'Bare Rock'. Las flechas amarillas indican radiación solar. La flecha roja representa la radiación terrestre.

https://open.oregonstate.education/climatechange/?p=104

Ahora podemos intentar construir un modelo sencillo del presupuesto energético de la Tierra en equilibrio. El aporte de energía es la radiación solar absorbida (ASR). La salida de energía es la radiación terrestre emitida (ETR). Así, la ecuación B1.3 se convierte en

\[ASR =ETR\]

La radiación solar absorbida se puede calcular a partir de la irradiancia solar total (TSI = 1,370 Wm ^-2), que es el flujo de radiación solar a través de un plano perpendicular a los rayos solares. (TSI también se llama a veces la constante solar aunque no es constante pero varía ligeramente como veremos a continuación). Dado que la Tierra es una esfera giratoria la cantidad de radiación recibida por área es S = TSI /4 = 342 Wm ^-2 porque el área de una esfera es 4 veces el área de un disco con el mismo radio.

Parte de la radiación solar incidente es reflejada al espacio por superficies brillantes como nubes o nieve. Esta parte se llama albedo (a) o reflectividad. El albedo promedio de la Tierra es de aproximadamente a = 0.3. Esto significa que un tercio de la radiación solar incidente se refleja al espacio y no contribuye a calentar el sistema climático. Por lo tanto ASR = (1 — a) S = 240 Wm ^-2. Suponiendo que la Tierra es un perfecto ETR de cuerpo negro = σT4. Con esta ecuación B2.1 se convierte

\[ \left ( 1-a \right )S = \epsilon \sigma T^{4} \]

y podemos resolver para T = ((1 — a) S/σ) ^1/4. Al insertar los valores anteriores para a, S y σ se obtiene T = 255 K o T = -18°C, lo que sugiere que la Tierra se congelaría completamente como lo ilustran las capas de hielo que se mueven del polo al ecuador en la animación anterior. Esto, por supuesto, no es lo que está pasando en el mundo real y la temperatura superficial promedio real de la Tierra, que es de unos 15°C, es mucho más cálida. ¿Qué tiene de malo este modelo? ¡Es roca desnuda sin ambiente! El modelo funciona bien para planetas sin o con una atmósfera muy delgada como Marte, pero falla para planetas que tienen atmósferas gruesas con gases que absorben radiación infrarroja como Venus o la Tierra.

La temperatura es la expresión macroscópica de los movimientos moleculares en una sustancia. En cualquier sustancia como el gas ideal representado en la Figura,\(\PageIndex{6}\) las moléculas están constantemente en movimiento. Se topan entre sí y así intercambian energía. Una sola molécula es a veces lenta y otras veces rápida, pero es su velocidad promedio la que determina la temperatura de un gas. Más precisamente, la temperatura de un gas ideal T ~ E es proporcional a la energía cinética promedio\(E=\frac{1}{2}mv^{^{2}}\) de sus moléculas. Cuanto más rápido se mueven, mayor es la temperatura. A temperatura cero absoluta T = 0 K todos los movimientos cesarían.

Figura\(\PageIndex{6}\): Animación de movimientos moleculares en un gas ideal. De en.wikipedia.org.

La Figura\(\PageIndex{4}\) muestra curvas de cuerpo negro para temperaturas representativas del sol y la Tierra. Debido a la menor temperatura de la Tierra, el pico en la radiación ocurre a longitudes de onda más largas alrededor de 10 μm en la parte infrarroja del espectro. La radiación del sol alcanza su punto máximo alrededor de 0.5 μm en la parte visible del espectro, pero también emite radiación a longitudes de onda ultravioleta y cerca del infrarrojo. La luz solar en la parte superior de la atmósfera se describe casi perfectamente mediante una curva de cuerpo negro (Figura Figura\(\PageIndex{7}\)). Parte de la radiación solar es absorbida por los gases en la atmósfera pero la mayoría se transmite.

Figura\(\PageIndex{7}\): Espectros de radiación solar para la luz solar incidente en la parte superior de la atmósfera (amarillo), al nivel del mar (rojo) y una curva de cuerpo negro (gris). De en.wikipedia.org.

 

b) El Efecto Invernadero

La absorción por vapor de agua en el infrarrojo y por ozono (O ₃) en el ultravioleta y la dispersión de la luz eliminan 25-30% de la radiación solar antes de que llegue a la superficie (Figura\(\PageIndex{7}\)). Para la radiación de la Tierra, por otro lado, la absorción total es con 70-85% mucho mayor. Los absorbentes más importantes en el infrarrojo son vapor de agua y CO ₂, mientras que el oxígeno/ozono, metano y óxido nitroso absorben cantidades más pequeñas. Los gases que absorben la radiación infrarroja se denominan gases de efecto invernadero. Sólo hay una ventana relativamente estrecha alrededor de 10 μm a través de la cual la atmósfera terrestre permite que la radiación pase sin mucha absorción. Así, la atmósfera de la Tierra es mayormente transparente a la radiación solar, mientras que en su mayoría es opaca a la radiación terrestre.

Figura\(\PageIndex{8}\): Radiación transmitida y absorbida por la atmósfera libre de nubes. La parte izquierda de la figura muestra la radiación solar y la parte derecha muestra la radiación de la Tierra. La curva de cuerpo negro a 5525 K (curva roja en el panel superior) representa la radiación solar incidente (descendente) en la parte superior de la atmósfera. El área llena de rojo es la radiación transmitida a través de la atmósfera. La diferencia entre los dos (el área blanca entre la curva roja y el área roja) es la cantidad absorbida por la atmósfera. Para la radiación de la Tierra, las curvas de cuerpo negro se muestran para tres temperaturas (210, 260 y 310 K) y representan la radiación ascendente desde la superficie. Esta es una figura clave. De commons.wikimedia.org

¿Por qué es que solo ciertos gases de la atmósfera absorben la radiación infrarroja? Después de todo hay mucho más gas nitrógeno (N ₂) y oxígeno (O ₂) en la atmósfera que vapor de agua y CO ₂ (Figura\(\PageIndex{9}\)). Sin embargo, el gas nitrógeno y oxígeno constan ambos de dos átomos del mismo elemento. Por lo tanto, no tienen un momento dipolo eléctrico, lo cual es crítico para la interacción con la radiación electromagnética. Las moléculas de gas que constan de diferentes elementos como el agua o el CO ₂, por otro lado, sí tienen momentos dipolares y pueden interactuar con la radiación electromagnética. Dado que el CO ₂ es una molécula lineal y simétrica, no tiene un momento dipolar permanente. Sin embargo, durante ciertos modos vibracionales (Figura\(\PageIndex{9}\)) alcanza un momento dipolar y puede absorber y emitir radiación infrarroja. Las mediciones espectroscópicas detalladas de los coeficientes de absorción muestran miles de picos individuales en los espectros para vapor de agua y CO ₂ causados por la interacción de los modos vibracionales con los modos rotacionales y el ensanchamiento de líneas por colisiones (por ejemplo, Pierrehumbert, 2011). Estos datos son utilizados por modelos detallados de transferencia radiativa línea por línea para simular la transmisión atmosférica, la absorción y la emisión de radiación a longitudes de onda individuales.

Figura\(\PageIndex{9}\): Izquierda: Composición de la atmósfera seca. El vapor de agua, que no está incluido en la imagen, varía ampliamente pero en promedio constituye aproximadamente el 1% de la troposfera. Arriba a la derecha: Modos vibracionales de CO 2. Los círculos negros en el centro representan el átomo de carbono, que lleva una carga positiva, mientras que los átomos de oxígeno (blancos) llevan cargas negativas. El modo de estiramiento asimétrico (b) y el modo de plegado (c) conducen a un momento dipolar eléctrico, mientras que el estiramiento simétrico (a) no. Los modos (b) y (c) corresponden a los picos de absorción alrededor de 4 y 15 μ m, respectivamente (Figura\(\PageIndex{7}\)). Abajo a la derecha: Modos vibracionales de H 2 O. Las bolas rojas en el centro representan el átomo de oxígeno cargado negativamente, mientras que las bolas blancas representan los átomos de hidrógeno cargados positivamente. Debido a su ángulo, tiene un momento dipolo permanente y varios modos de vibración y rotación.

La absorción (emisión) de radiación por la atmósfera tiende a aumentar (disminuir) su temperatura. En equilibrio la atmósfera emitirá tanta energía como absorba, pero emitirá radiación en todas las direcciones, la mitad de la cual va hacia abajo y aumenta el flujo de calor a la superficie. Este flujo de calor adicional de la atmósfera calienta la superficie. Este es el efecto invernadero.

Una atmósfera en la que solo se consideran flujos de calor radiativo y que fuera perfectamente transparente en lo visible y perfectamente absorbente en el infrarrojo resultaría en una temperatura superficial mucho más cálida que nuestra Tierra actual (ver cuadro Modelo Perfecto de Invernadero a continuación). También se puede demostrar fácilmente que agregar más capas absorbentes aumentaría aún más las temperaturas superficiales a T _s = (n + 1) ^1/4 T ₁, donde T ₁ = 255 K es la temperatura de la parte superior de n capas. Para dos capas T _s = 335 K y la temperatura de la capa atmosférica intermedia es T ₂ = 303 K. Esto podría llamarse el 'Modelo Super Invernader'. Así, aunque ninguna radiación infrarroja de la superficie pueda escapar al espacio ya con una capa perfectamente absorbente, agregar más capas absorbentes aumenta aún más las temperaturas superficiales porque aísla la superficie más lejos de la parte superior, que siempre estará a 255 K. En ciencias atmosféricas, este proceso se llama aumentar el espesor óptico de la atmósfera.

 

Caja 3: Balance Energético de la Tierra Modelo 2 (Invernadero Perfecto)

Dado que la atmósfera de la Tierra absorbe la mayor parte de la radiación terrestre emitida desde la superficie, es posible que queramos modificar nuestro Modelo de Equilibrio Energético 'Bare Rock' agregando una atmósfera perfectamente absorbente. _{Al igual que en el modelo 'Bare Rock' el balance energético en lo alto de la atmósfera nos da la temperatura de emisión del planeta, que ahora interpretamos como la temperatura atmosférica T a = 255 K. Ahora tenemos una ecuación adicional para el balance energético atmosférico. En equilibrio, la radiación terrestre total emitida desde la atmósfera (dos veces ETR a = σ T a ⁴ ya que un ETR a va hacia abajo y uno va hacia arriba) debe ser igual a la radiación absorbida proveniente del} superficie (ETR _s = σ T _s ⁴). Esto nos da una temperatura superficial de T _s = 2 ^1/4 T _a = 303 K, que es demasiado cálida en comparación con el mundo real.

Figura\(\PageIndex{10}\): Como Figura\(\PageIndex{5}\) pero para el modelo 'Perfect Greenhouse'.

 

c) Presupuesto Energético de la Tierra

En contraste con el modelo 'Perfect Greenhouse', la atmósfera de la Tierra sí absorbe cierta radiación solar, sí transmite alguna radiación infrarroja y, lo que es más importante, es calentada por flujos no radiativos de la superficie (Figura 8). De hecho, si solo se consideran los flujos radiativos (solares y terrestres), las temperaturas superficiales resultan ser mucho más cálidas de lo que son actualmente y las temperaturas troposféricas superiores son demasiado frías (Manabe y Strickler, 1964). Sin embargo, el calentamiento de la superficie por la radiación solar y terrestre absorbida hace que el aire cercano a la superficie se caliente y se eleve, causando convección. Los movimientos convectivos causan transferencia de calor sensible y latente desde la superficie a niveles más altos en la atmósfera. La mayor parte de esta transferencia de calor no radiativa es en forma de calor latente. La evaporación enfría la superficie, mientras que la condensación calienta la atmósfera en lo alto. Así, se acoplan los ciclos de energía y agua en la Tierra.

 

Figura\(\PageIndex{11}\): Presupuesto energético de la Tierra estimado a partir de observaciones y modelos modernos. Adaptado de Trenberth et al. (2009).

La radiación terrestre descendente de la atmósfera es la mayor entrada de calor a la superficie. De hecho, es más del doble de grande que la radiación solar absorbida. Esto ilustra el importante efecto de los gases de efecto invernadero y las nubes en el presupuesto de energía superficial. El efecto invernadero es como una manta que nos mantiene calientes por la noche al reducir la pérdida de calor. De igual manera, el vaso de un invernadero evita que las temperaturas bajen por la noche.

Las nubes son absorbedores y emisores casi perfectos de radiación infrarroja. Por tanto, las noches nubladas suelen ser más cálidas que las noches de cielo despejado El importante efecto del vapor de agua en el efecto invernadero se puede experimentar acampando en el desierto. Las temperaturas nocturnas suelen ser muy frías debido al efecto invernadero reducido en el aire seco y claro del desierto.

 

d) Forzamientos radiativos, procesos de retroalimentación y sensibilidad climática

Hemos visto cómo agregar gases de efecto invernadero a la atmósfera aumenta su grosor óptico y aísla aún más la superficie desde la parte superior, lo que conducirá al calentamiento de la superficie. Pero, ¿cuánto se calentará para un aumento dado de CO ₂ u otro gas de efecto invernadero? Para responder a esta pregunta y porque también queremos considerar otros impulsores del cambio climático introducimos los conceptos de forzamiento radiativo y retroalimentaciones. Estos conceptos son una forma de separar diferentes mecanismos que resultan en el cambio climático. El forzamiento radiativo es la respuesta inicial de los flujos radiativos en la parte superior de la atmósfera. Se puede definir como el cambio en el equilibrio radiativo en la parte superior de la atmósfera (la tropopausa) para un cambio dado en un proceso específico que afecta a esos flujos con todo lo demás mantenido constante. Ejemplos de tal proceso son los cambios en las concentraciones de gases de efecto invernadero, aerosoles o irradiancia solar.

Un cambio en el equilibrio radiativo en la parte superior de la atmósfera provocará calentamiento si el forzamiento es positivo (más radiación solar absorbida o menos radiación terrestre emitida), y provocará enfriamiento si el forzamiento es negativo (menos solar absorbido o más emitido terrestre al espacio). La cantidad del calentamiento o enfriamiento resultante no solo dependerá de la fuerza del forzamiento sino también de los procesos de retroalimentación dentro del sistema climático. Una retroalimentación climática es un proceso que amplifica (retroalimentación positiva) o amortigua (negativa) la respuesta de temperatura inicial a un forzamiento dado. Por ejemplo, como respuesta al aumento de las concentraciones de CO ₂, las temperaturas superficiales se calentarán, lo que provocará más evaporación y aumento del vapor de agua en la atmósfera. Dado que el vapor de agua también es un gas de efecto invernadero, esto conducirá a un calentamiento adicional. Por lo tanto, la retroalimentación de vapor de agua es positiva. El calentamiento o enfriamiento resultante de un forzamiento específico y todos los procesos de retroalimentación se llama sensibilidad climática. Discutamos algunos de los forzamientos radiativos conocidos y los procesos de retroalimentación con más detalle.

Forzamientos Radiativos

Se pueden utilizar modelos detallados de transferencia radiativa para calcular el forzamiento radiativo para los cambios en las concentraciones atmosféricas de gases de efecto invernadero. Como se muestra en la Figura (9) para CO ₂, el forzamiento resulta depender logarítmicamente de su concentración (Ramaswamy et al., 2001)

\[ \Delta F =5.35[Wm^{-2}]ln\left ( C/C_{o} \right ) \]

donde C es la concentración de CO ₂ y C ₀ es la concentración de CO ₂ de un estado de referencia (por ejemplo, el preindustrial).

Figura\(\PageIndex{12}\): Forzamiento radiativo (ΔF) en vatios por metro cuadrado en función de la concentración atmosférica de CO ₂ (C) relativa a un valor de referencia (C ₀) de acuerdo con la eq. (2; línea gruesa negra). Las líneas rectas negras indican el estado de referencia C = C ₀ (ΔF = 0). Las líneas discontinuas verdes y rojas indican el estado actual (2016) relativo al preindustrial C/C ₀ = 400 ppm/280 ppm = 1.4 (ΔF = 1.9 Wm ^-2) y el de una duplicación de CO ₂ (ΔF _2x = 3.7 Wm ^-2) respectivamente.

Esto significa que el efecto radiativo de agregar una cierta cantidad de CO ₂ a la atmósfera será menor cuanto más CO ₂ esté ya en la atmósfera. La razón de esto es la saturación de picos en el espectro de absorción (Figura 6). Por ejemplo, en el centro del pico a 15 mm toda la radiación de la superficie ya está completamente absorbida. Al aumentar el CO ₂ aún más, solo se amplía el ancho del pico.

A

 

B

Figura\(\PageIndex{13}\): Concentraciones atmosféricas de metano en función del tiempo A: mediciones recientes del aire en Mauna Loa. B: Mediciones de núcleo de hielo, firn y aire de la Antártida. Tenga en cuenta que la mayoría de las fuentes de metano se encuentran en el hemisferio norte, lo que conduce a concentraciones más altas en comparación con el hemisferio sur.

El metano (CH ₄) es producido naturalmente en humedales y por diversas actividades humanas como en la industria energética, en arrozales y por la agricultura (por ejemplo, vacas). Se elimina por reacción química con radicales OH y tiene una vida útil de aproximadamente 10 años. Las actividades antropogénicas han incrementado las concentraciones de metano atmosférico desde la revolución industrial en más de un factor de dos, pasando de alrededor de 700 ppb a más de 1600 ppb actualmente (Figura 10). Por molécula, el metano es un gas de efecto invernadero mucho más potente que el CO ₂, quizás en parte porque su pico de absorción principal alrededor de 8 mm está menos saturado que el del CO ₂ (Figura 6). Sin embargo, dado que las concentraciones de metano son más de dos órdenes de magnitud menores que las concentraciones de CO ₂, su forzamiento radiativo desde la revolución industrial es de 0.5 Wm ^-2, que es menor que el del CO ₂. Como veremos a continuación, el CO ₂ también tiene una vida útil mucho más larga que el metano y por lo tanto puede acumularse en largas escalas de tiempo. En efecto, si bien las mediciones recientes indican una desaceleración de las tasas de crecimiento de metano en la atmósfera, el CO ₂ aumenta a tasas cada vez más altas (Figura 8 en el Capítulo 2).

Los aerosoles son pequeñas partículas suspendidas en el aire. Los procesos naturales que entregan aerosoles a la atmósfera son tormentas de polvo y erupciones volcánicas. La quema de petróleo y carbón por parte de los humanos también libera aerosoles a la atmósfera. Los aerosoles tienen dos efectos principales en el equilibrio radiativo de la Tierra. Reflejan directamente la luz solar de regreso al espacio (efecto directo). También actúan como núcleos de condensación de nubes de tal manera que pueden causar nubes más o más brillantes, que también reflejan más radiación solar de regreso al espacio. Así, tanto los efectos directos como los indirectos del aumento de aerosoles conducen al enfriamiento de la superficie. Por tanto, el forzamiento de aerosoles es negativo.

Grandes erupciones volcánicas explosivas pueden conducir a partículas de ceniza y gas como el dióxido de azufre (SO ₂) expulsado a la estratosfera, donde pueden distribuirse rápidamente sobre grandes áreas (Figura\(\PageIndex{14}\)). En la estratosfera el SO ₂ se oxida para formar aerosoles de ácido sulfúrico. Sin embargo, los aerosoles estratosféricos eventualmente se mezclan de nuevo en la troposfera y se eliminan a través de precipitación o deposición seca. La vida útil de los aerosoles volcánicos en la estratosfera es del orden de meses a algunos años. Las estimaciones del forzamiento radiativo de las erupciones volcánicas dependen de la erupción pero varían desde algunas décimas negativas de vatio por metro cuadrado hasta -3 o -4 Wm ^-2 para las erupciones más grandes durante los últimos 100 años (Figura\(\PageIndex{15}\)).

Figura\(\PageIndex{14}\): Efectos de erupciones volcánicas.
Arriba: Mediciones de la radiación solar transmitida en el Observatorio Mauna Loa de Hawai.

Centro: Fotografía de un penacho de ceniza de Pinatubo ascendente

Abajo: Fotografía del transbordador espacial sobre América del Sur tomada el 8 de agosto de 1991 mostrando la dispersión de los aerosoles de la erupción de Pinatubo en dos capas en la estratosfera sobre la parte superior de las nubes cumulonimbus.

Los aerosoles antropogénicos se liberan de la quema de bosques tropicales y combustibles fósiles. Este último es el componente principal que produce más aerosoles de sulfato actualmente que los producidos naturalmente. Las concentraciones de aerosol son mayores en el hemisferio norte, donde se localiza la actividad industrial. Las estimaciones de forzamiento radiativo son inciertas pero varían entre aproximadamente -0.5 y -1.5 Wm ^-2 tanto para efectos directos como indirectos (Figs. \(\PageIndex{15}\),\(\PageIndex{16}\)). Generalmente, las estimaciones de forzamientos de aerosoles son más inciertas que las de los gases de efecto invernadero.

La irradiancia solar varía con el ciclo de 11 años de manchas solares. Las observaciones directas basadas en satélites de la irradiancia solar total muestran variaciones de aproximadamente 1 Wm ^-2 entre máximos y mínimos de manchas solares (Figura\(\PageIndex{15}\)). Para estimar el forzamiento radiativo TSI necesita dividirse por cuatro, lo que resulta en aproximadamente 0.25 Wm ^-2. Las estimaciones a largo plazo de las variaciones de TSI basadas en ciclos de manchas solares indican un aumento del Mínimo de Maunder (1645-1715) al presente en aproximadamente 1 Wm ^-2. El forzamiento resultante vuelve a ser de aproximadamente 0.25 Wm ^-2.

Las comparaciones de los diferentes forzamientos indican que las tendencias a largo plazo de los últimos 100 años más o menos están dominadas por forzamientos antropogénicos. Los forzamientos negativos de los aumentos en los aerosoles compensan en cierta medida los forzamientos positivos del aumento de los gases de efecto invernadero. No obstante, el efecto neto sigue siendo un forzamiento positivo de alrededor de 2 Wm ^-2. Los forzamientos volcánicos son episódicos y las estimaciones del forzamiento solar son mucho más pequeñas que las de los forzamientos antropogénicos.

Figura\(\PageIndex{15}\): Forzamientos radiativos en función del tiempo. De data.giss.nasa.gov.

Figura\(\PageIndex{16}\): Resumen de forzamientos radiativos. Del IPCC (2013). Las barras rayadas denotan baja confianza y comprensión científica.

 

Figura\(\PageIndex{17}\): Variaciones totales de irradiancia solar. Top: mediciones basadas en varios satélites en función del tiempo.

Abajo: reconstrucciones a largo plazo.

 

Procesos de retroalimentación

Un proceso de retroalimentación es un modificador del cambio climático. Se puede definir como un proceso que puede amplificar o amortiguar la respuesta al forzamiento radiativo inicial a través de un bucle de retroalimentación. En un bucle de retroalimentación se utiliza la salida de un proceso para modificar la entrada (Figura\(\PageIndex{18}\)). Por definición, una retroalimentación positiva se amplifica y una retroalimentación negativa amortigua la respuesta. En nuestro caso, la entrada es el forzamiento radiativo (ΔF) y la salida es el cambio de temperatura promedio global (ΔT).

Figura\(\PageIndex{18}\): Ilustración esquemática de los bucles de retroalimentación climática rápida (izquierda) y sus efectos sobre la distribución vertical de la temperatura en la troposfera (derecha). https://open.oregonstate.education/climatechange/?p=104

 

Imagínese platicar con un micrófono. Un proceso de retroalimentación positiva funciona como el amplificador que hace que tu voz sea más fuerte. Puede llevar a un efecto desbocado si no hay procesos de retroalimentación negativa o solo están presentes procesos débiles de retroalimentación. Si sostienes el micrófono demasiado cerca del altavoz, el efecto desbocado puede provocar un ruido fuerte. Al principio de la historia de la Tierra, hace entre unos 500 millones y mil millones de años, la Tierra pudo haber experimentado un efecto desbocado en un planeta completamente cubierto de hielo y nieve llamado 'Snowball Earth' causado por la retroalimentación de hielo-albedo (ver abajo). Un ejemplo de un proceso de retroalimentación negativa sería hablar con una almohada. Esto hace que tu voz sea más silenciosa. Una retroalimentación negativa se está estabilizando. Evita un efecto desbocado. Tanto los procesos de retroalimentación positiva como negativa operan en el sistema climático. (Intenta imaginarte hablando en múltiples almohadas y micrófonos.) A continuación discutiremos los más importantes.

Supongamos que tenemos un forzamiento positivo inicial (ΔF > 0) como se ilustra en la Figura 15. Como respuesta, las temperaturas en la troposfera se calentarán. Dado que la troposfera está bien mezclada, podemos suponer que el calentamiento es uniforme (ΔT _s = ΔT _a > 0). Así, la troposfera superior se calentará, lo que conducirá a _un aumento de la radiación terrestre emitida (ΔETR a > 0) al espacio. El aumento de la pérdida de calor se opone al forzamiento y conduce al enfriamiento. Esta es la retroalimentación de Planck, y es negativa. El equilibrio se logrará si ΔETR _a = ΔF. Dado que ΔETR _a = ETR _{a, f} — ETR _{a, i} es la diferencia entre la ETR final _{a, f} = σ (T _a + ΔT _a) ⁴ y la inicial ETR _{a, i} = 240 Wm ^-2 como se calculó anteriormente (por ejemplo, Figura B2.1), podemos calcular el cambio de temperatura superficial debido al forzamiento y la retroalimentación de Planck ΔT _pl = ΔT _a = [(ETR _{a, i} + ΔF)/σ] ^1/4 — T _a. Para una duplicación del CO ₂ ΔF atmosférico = 3.7 Wm ^-2 esto da como resultado ΔT _pl = 1 K.

Por lo tanto, si solo estuviera operando la retroalimentación de Planck y todo lo demás quedara arreglado, una duplicación del CO ₂ resultaría en un calentamiento de aproximadamente 1 K. Sin embargo, el aire más cálido y las temperaturas superficiales del océano también conducirán a una mayor evaporación. La cantidad de vapor de agua que puede contener una parcela de aire depende exponencialmente de su temperatura. Esta relación, que puede derivarse de la termodinámica clásica, se denomina relación Clausius-Clapeyron (Figura\(\PageIndex{19}\)). Dado que la mayor parte de la Tierra está cubierta de océanos no hay falta de agua disponible para la evaporación. Por lo tanto, es probable que temperaturas más cálidas del aire conduzcan a más vapor de agua en la atmósfera. Debido a que el vapor de agua es un gas de efecto invernadero fuerte, esto conducirá a una reducción adicional en la cantidad de radiación de onda larga saliente y por lo tanto a un mayor calentamiento. Por lo tanto, la retroalimentación de vapor de agua es positiva. Si asumimos nuevamente que el cambio de temperatura es uniforme con la altura la troposfera se calentará en una cantidad adicional ΔT _wv debido a la realimentación de vapor de agua (línea roja en la Figura\(\PageIndex{18}\)).

Figura\(\PageIndex{19}\): La relación Clausius-Clapeyron describe la cantidad de vapor de agua (en g de agua por kg de aire húmedo) que el aire a saturación puede retener en función de la temperatura. Todos los puntos a lo largo de la línea verde representan 100% de humedad relativa. Cuanto más bajo esté un punto por debajo de la línea verde menor será su humedad relativa. Por ejemplo, un punto a medio camino entre la línea verde y la línea cero tendría 50% de humedad relativa.

Figura\(\PageIndex{19}\): La relación Clausius-Clapeyron describe la cantidad de vapor de agua (en g de agua por kg de aire húmedo) que el aire a saturación puede retener en función de la temperatura. Todos los puntos a lo largo de la línea verde representan 100% de humedad relativa. Cuanto más bajo esté un punto por debajo de la línea verde menor será su humedad relativa. Por ejemplo, un punto a medio camino entre la línea verde y la línea cero tendría 50% de humedad relativa.

El aumento de las cantidades de vapor de agua en la atmósfera también implica un mayor transporte vertical de vapor de agua y, por lo tanto, una mayor liberación de calor latente a mayores altitudes donde ocurre la condensación Esto calienta el aire en alto ΔT _lr > 0. En contraste, en la superficie el aumento de la evaporación conduce al enfriamiento ΔT _lr < 0. Así, se espera que disminuya la tasa de lapsos, γ = ΔT/ Δz, que es el cambio de temperatura con la altura en la atmósfera. El calentamiento de la atmósfera superior aumentará la radiación saliente de onda larga. Por lo tanto, de manera similar a la retroalimentación de Planck, la retroalimentación de tasa de lapso es negativa.

Dado que tanto el vapor de agua como la retroalimentación de la tasa de lapso son causados por cambios en el ciclo hidrológico, se acoplan. Esto da como resultado una disminución de las incertidumbres en los modelos climáticos si se considera la retroalimentación combinada de vapor de agua más tasa de lapso en lugar de cada retroalimentación individual (Soden y Held, 2006).

El calentamiento de las temperaturas superficiales también provocará el derretimiento de nieve y hielo. Esto disminuye el albedo y así aumenta la cantidad de radiación solar absorbida, lo que conducirá a un mayor calentamiento. Por lo tanto, la retroalimentación de hielo-albedo es positiva. Nuestro modelo de balance energético simple 2 desde arriba se puede modificar para incluir una dependencia de la temperatura del albedo, que puede exhibir una transición desbocada a una Tierra de bola de nieve e interesante comportamiento de histéresis. Histéresis significa que el estado de un sistema no sólo depende de sus parámetros sino también de su historia. Las transiciones entre estados pueden ser rápidas incluso si el forzamiento cambia lentamente.

El calentamiento también probablemente cambiará las nubes. Sin embargo, hasta el momento no se ha identificado ningún mecanismo claramente entendido que haga una predicción inequívoca de cómo cambiarían las nubes en un clima más cálido. Los modelos climáticos integrales predicen una amplia gama de comentarios sobre la nube. La mayoría de ellos son positivos, pero en este momento no se puede excluir una retroalimentación negativa. La retroalimentación de la nube es el elemento menos entendido y el más incierto en los modelos climáticos. También es la fuente de mayor incertidumbre para futuras proyecciones climáticas.

Los modelos climáticos se pueden utilizar para cuantificar parámetros de retroalimentación individuales γ _i. Se calculan como el cambio en el flujo radiativo en la parte superior de la atmósfera ΔR _i dividido por el cambio de la variable controladora Δx _i: γ _i = ΔR _i/Δx _i. Por ejemplo, para cuantificar la retroalimentación de Planck la variable controladora Δx _i = ΔT es la temperatura atmosférica. La temperatura atmosférica se incrementa en todas partes en ΔT = 1 K y luego el modelo de transferencia radiativa calcula ΔR en cada punto de cuadrícula del modelo, es decir, en todas las latitudes y longitudes, y luego promedios en todo el globo. Esto da como resultado ΔR _pl y γ _pl = ΔR _pl/ΔT. Todos los parámetros de retroalimentación individuales se pueden agregar para producir la retroalimentación total γ = γ _pl + γ _wv + γ _lr + γ _ia + γ _cl. La retroalimentación total tiene que ser negativa para evitar un efecto desbocado. La retroalimentación más fuerte y conocida con mayor precisión es la retroalimentación de Planck, que es aproximadamente γ _pl = −3.2 Wm ^-2 K ^-1. Las estimaciones para las otras retroalimentaciones son aproximadamente γ _wv + γ _lr +1 Wm ^-2 K ^-1 para las retroalimentaciones combinadas de vapor de agua/tasa de lapso, γ _ia = +0.3 Wm ^-2 K ^-1 para retroalimentación de albedo de hielo, y γ _cl = +0.8 Wm ^-2 K ^-1 para la retroalimentación de la nube. Esto da para la retroalimentación total γ valores de aproximadamente −0.8 a aproximadamente −1.6 Wm ^-2. El parámetro de retroalimentación total se puede utilizar para calcular la sensibilidad climática.

Sensibilidad Climática

La sensibilidad climática ΔT _{2 ×} generalmente se define como el cambio de temperatura global de la superficie para una duplicación del CO ₂ atmosférico en equilibrio e incluye todas las retroalimentaciones rápidas discutidas anteriormente. Las mejores estimaciones actuales son ΔT _{2 ×} 3 K, sin embargo oscila entre aproximadamente 1.5 y aproximadamente 4.5 K. Esta gran incertidumbre se debe principalmente a la gran incertidumbre de la retroalimentación de la nube. En ocasiones la sensibilidad climática S _C = −1/γ se reporta en unidades de K/ (Wm ^-2). Como conocemos bastante bien el forzamiento para una duplicación de CO _{2 ΔF 2 ×} = 3.7 Wm ^-2, uno puede calcularse del otro usando S _C = ΔT _{2 ×}/ΔF _{2 ×}. Para ΔT _{2 ×} 3 K, S _C 0.8 K/ (Wm ^-2), y γ 1.2 Wm ^-2 K ^-1. Tenga en cuenta que en estos números no se incluyen retroalimentaciones lentas asociadas con el crecimiento y derretimiento de capas de hielo o cambios en el ciclo del carbono. Como esperaríamos que esas retroalimentaciones también fueran positivas, podemos esperar una sensibilidad climática aún mayor para escalas de tiempo más largas (centésimas a milésimas de años).

Nuestras definiciones de forzamientos radiativos y retroalimentaciones anteriores no son claras. Se basan en los modelos climáticos existentes y en los procesos incluidos en ellos. Por ejemplo, los cambios en las concentraciones atmosféricas de CO ₂ durante largas escalas de tiempo paleoclimáticas pueden considerarse como una retroalimentación más que un forzamiento, ya que el forzamiento final de los ciclos de la edad de hielo son cambios en los parámetros orbitales de la Tierra y, por lo tanto, la distribución estacional de la radiación solar.

Preguntas

• ¿Qué es una ecuación presupuestal? Descríbalo usando tus propias palabras.
• ¿Cuándo está en balance un presupuesto?
• ¿Qué es la radiación electromagnética?
• ¿Qué es un fotón?
• ¿Cuál tiene longitudes de onda más cortas y qué más largas: radiación ultravioleta, visible o infrarroja?
• ¿Cuál de los tres fotones de longitudes de onda anteriores es más alta/más baja en energía?
• ¿Cómo interactúa la radiación electromagnética con la materia?
• ¿Qué es un cuerpo negro?
• ¿Cuáles son las diferencias entre las curvas de radiación de cuerpo negro para el sol y la Tierra?
• ¿Qué es la ley Stefan-Boltzmann? Anote la fórmula y explique las variables.
• ¿Cuál es el modelo de 'roca desnuda' del balance energético de la Tierra y por qué no pudo predecir correctamente la temperatura superficial de la Tierra?
• ¿Qué es la temperatura? Descríbalo usando tus propias palabras.
• ¿Cuál es el efecto invernadero?
• ¿Qué son los gases de efecto invernadero?
• ¿Cuáles son los dos gases de efecto invernadero más importantes de la Tierra?
• ¿Cuál es la irradiancia solar total (TSI) en la parte superior de la atmósfera sobre una superficie perpendicular a los rayos del sol (en W/m ²)?
• ¿Cuál es la irradiancia solar entrante (S) en la parte superior de la atmósfera promediada sobre toda la Tierra y a lo largo de un año (en W/m ²)?
• ¿Qué porcentaje de la radiación solar incidente en la parte superior de la atmósfera es absorbida por la atmósfera?
• ¿Qué porcentaje de la radiación terrestre ascendente emitida desde la superficie es absorbida por la atmósfera?

Referencias

Manabe, S., y R. F. Strickler (1964), Equilibrio térmico de la atmósfera con un ajuste convectivo, J. Atmos. Sci. , 21, 361-385. html pdf

Pierrehumbert, R. T. (2011), Radiación infrarroja y temperatura planetaria, Phys Today, 64 (1), 33-38, doi:10.1063/1.3541943.

Ramaswamy, V., O. Boucher, J. Haigh, D. Hauglustaine, J. Haywood, G. Myhre, T. Nakajima, G. Y. Shi, y S. Solomon (2001), El forzamiento radiativo del cambio climático, en el cambio climático 2001: La base científica. Contribución del Grupo de Trabajo I al Tercer Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre Cambio Climático, editado por J. T. Houghton, Y. dING, D. J. Griggs, M. Noguer, P. J. van der Linden, X. Dai, K. Maskell y C. A. Johnson, p. 881, Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido, Nueva York, NY, EE. UU. enlace

Soden, B. J., e I. M. Held (2006), An assessment of climate feedbacks in coupled ocean-atmosphere models, J Climate, 19 (14), 3354-3360.

Trenberth, K. E., J. T. Fasullo, y J. Kiehl (2009), Presupuesto Energético Global de la Tierra, B Am Meteorol Soc, 90 (3), 311-323, doi:10.1175/2008bams2634.1.