Forzamiento radiativo

El transporte de energía y materia en el sistema Tierra-atmósfera se rige por los principios de la termodinámica de equilibrio y, más generalmente, de la termodinámica de no equilibrio . Durante la primera mitad del siglo XX, los físicos desarrollaron una descripción exhaustiva de la transferencia radiativa que comenzaron a aplicar a las atmósferas estelares y planetarias en equilibrio radiativo . Posteriormente, se llevaron a cabo estudios sobre el equilibrio radiativo-convectivo (ERC), que se perfeccionaron durante las décadas de 1960 y 1970. Los modelos de ERC comenzaron a tener en cuenta flujos de materia más complejos dentro del balance energético, como los del ciclo del agua , y, por lo tanto, describieron mejor las observaciones.

Otra aplicación de los modelos de equilibrio es que una perturbación en forma de intervención externa puede estimar un cambio de estado . El trabajo del RCE sintetizó esto en un marco de forzamiento-retroalimentación para el cambio y produjo resultados de sensibilidad climática que coincidían con los de los GCM . Este marco conceptual afirma que una perturbación homogénea (efectivamente impuesta al balance energético de la parte superior de la atmósfera) se verá contrarrestada por respuestas más lentas (correlacionadas más o menos con los cambios en la temperatura superficial del planeta) para llevar al sistema a un nuevo estado de equilibrio. El forzamiento radiativo fue un término utilizado para describir estas perturbaciones y ganó amplia aceptación en la literatura en la década de 1980. ^{[ 5 ] : 19–23}

El concepto de forzamiento radiativo ha evolucionado desde la propuesta inicial, denominada actualmente forzamiento radiativo instantáneo (FRI), hasta otras propuestas que buscan relacionar mejor el desequilibrio radiativo con el calentamiento global (temperatura media global de la superficie). Por ejemplo, en 2003, los investigadores explicaron cómo se puede utilizar el forzamiento ajustado de la troposfera y la estratosfera en los modelos de circulación general . ^{[ 7 ]}

El forzamiento radiativo ajustado, en sus diferentes metodologías de cálculo, estima el desequilibrio una vez que las temperaturas de la estratosfera se han modificado para alcanzar un equilibrio radiativo en la estratosfera (en el sentido de tasas de calentamiento radiativo cero). Esta nueva metodología no estima ningún ajuste o retroalimentación que pudiera producirse en la troposfera (además de los ajustes de temperatura estratosférica); para ese fin se ha introducido otra definición, denominada forzamiento radiativo efectivo . ^{[ 8 ]} En general, el ERF es la recomendación del análisis de forzamiento radiativo CMIP6 ^{[ 9 ]} aunque las metodologías ajustadas estratosféricamente todavía se aplican en aquellos casos en los que los ajustes y las retroalimentaciones en la troposfera no se consideran críticos, como en los gases de efecto invernadero bien mezclados y el ozono. ^{[ 10 ] [ 11 ]} Una metodología denominada enfoque de núcleo radiativo permite estimar las retroalimentaciones climáticas dentro de un cálculo fuera de línea basado en una aproximación lineal ^{[ 12 ]}

El forzamiento radiativo se utiliza para cuantificar la intensidad de los distintos factores naturales y antropogénicos que provocan el desequilibrio energético de la Tierra a lo largo del tiempo. Los mecanismos físicos detallados mediante los cuales estos factores causan el calentamiento o enfriamiento del planeta son variados. El forzamiento radiativo permite comparar la contribución de cada factor con la de los demás.

Otra métrica denominada forzamiento radiativo efectivo (ERF) elimina el efecto de los ajustes rápidos (los llamados "retroalimentaciones rápidas") dentro de la atmósfera que no están relacionados con las respuestas de la temperatura superficial a largo plazo. El ERF permite que los factores que impulsan el cambio climático se consideren en igualdad de condiciones, lo que posibilita la comparación de sus efectos y una visión más coherente de cómo la temperatura superficial global responde a diversos tipos de forzamiento antropogénico. ^{[ 14 ]}

El forzamiento radiativo y las retroalimentaciones climáticas se pueden utilizar conjuntamente para estimar un cambio subsiguiente en la temperatura superficial de estado estacionario (a menudo denominada "equilibrio") (Δ T _s ) mediante la siguiente ecuación:

${\displaystyle \Delta T_{s}=~{\tilde {\lambda }}~\Delta F}$

dónde${\displaystyle {\tilde {\lambda }}}$comúnmente denota el parámetro de sensibilidad climática , generalmente con unidades K/(W/m ² ), y Δ F es el forzamiento radiativo en W/m ² . ^{[ 15 ]} Una estimación para ${\displaystyle {\tilde {\lambda }}}$se obtiene a partir del inverso del parámetro de retroalimentación climática${\displaystyle \lambda }$con unidades (W/m ² )/K. Un valor estimado de${\displaystyle {\tilde {\lambda }}\approx 0.8}$_{Se observa un aumento de la} temperatura global de aproximadamente 1,6 K por encima de la temperatura de referencia de 1750 debido al aumento de CO₂ durante ese período (de 278 a 405 ppm, para un forzamiento de 2,0 W/m² ⁾ , y se predice un calentamiento adicional de 1,4 K por encima de las temperaturas actuales si la concentración _de CO₂ en la atmósfera se duplicara con respecto a su valor preindustrial. Ambos cálculos no consideran otros forzamientos. ^{[ 16 ]}

Históricamente, el forzamiento radiativo muestra la mejor capacidad predictiva para tipos específicos de forzamiento, como los gases de efecto invernadero. Es menos eficaz para otras influencias antropogénicas, como el hollín . ^{[ 14 ]}

El balance de radiación global de la Tierra fluctúa a medida que el planeta rota y orbita alrededor del Sol, y a medida que surgen y se disipan anomalías térmicas a escala global dentro de los sistemas terrestres, oceánicos y atmosféricos (por ejemplo, ENSO ). ^{[ 17 ]} En consecuencia, el "forzamiento radiativo instantáneo" (FRI) del planeta también es dinámico y fluctúa naturalmente entre estados de calentamiento y enfriamiento generales. La combinación de procesos periódicos y complejos que dan lugar a estas variaciones naturales generalmente revierte en períodos que duran hasta unos pocos años para producir un FRI promedio neto cero. Estas fluctuaciones también enmascaran las tendencias de forzamiento a largo plazo (de décadas) debidas a las actividades humanas, y por lo tanto dificultan la observación directa de dichas tendencias. ^{[ 18 ]}

El balance de radiación de la Tierra ha sido monitoreado continuamente por los instrumentos CERES ( Clouds and the Earth's Radiant Energy System ) de la NASA desde el año 1998. ^{[ 20 ] [ 21 ]} Cada escaneo del globo proporciona una estimación del balance de radiación instantáneo total (de todo el cielo). Este registro de datos captura tanto las fluctuaciones naturales como las influencias humanas en el IRF; incluyendo cambios en gases de efecto invernadero, aerosoles, superficie terrestre, etc. El registro también incluye las respuestas radiativas retardadas a los desequilibrios radiativos; que ocurren principalmente a través de retroalimentaciones del sistema terrestre en la temperatura, el albedo de la superficie, el vapor de agua atmosférico y las nubes. ^{[ 22 ] [ 23 ]}

Los investigadores han utilizado mediciones de CERES, AIRS , CloudSat y otros instrumentos satelitales del Sistema de Observación de la Tierra de la NASA para separar las contribuciones de las fluctuaciones naturales y las retroalimentaciones del sistema. La eliminación de estas contribuciones en el registro de datos multianual permite observar la tendencia antropogénica en el forzamiento radiativo inducido (IRF) en la parte superior de la atmósfera (TOA). El análisis de datos también se ha realizado de forma computacionalmente eficiente e independiente de la mayoría de los métodos y resultados de modelado relacionados ^. Se observó directamente que el forzamiento radiativo aumentó en +0,53  W  m⁻² (±0,11 W m⁻² ) entre los años 2003 y 2018. Alrededor del 20 % del aumento se asoció con una reducción en la carga de aerosoles atmosféricos, y la mayor ^parte del 80 % restante se atribuyó al aumento de la carga de gases de efecto invernadero. ^{[ 18 ] [ 24 ] [ 25 ]}   

Una tendencia creciente en el desequilibrio radiativo debido al aumento global _de CO₂ ha sido observada previamente por instrumentos terrestres. Por ejemplo, tales mediciones se han recopilado por separado en condiciones de cielo despejado en dos sitios de Medición de Radiación Atmosférica (ARM) en Oklahoma y Alaska. ^{[ 26 ] Cada} observación directa encontró que el calentamiento radiativo (infrarrojo) asociado experimentado por los habitantes de la superficie aumentó en +0,2 W m⁻² (±0,07 W m⁻² ) durante la década que terminó en 2010. ^{[ 27 ] [ 28 ]} Además de su enfoque en la radiación de onda larga y el gas forzante más influyente ( CO₂ ) solamente, este resultado es ^{proporcionalmente} menor que el forzamiento TOA debido a su amortiguamiento por la absorción atmosférica _.     

El forzamiento radiativo puede evaluarse en función de su dependencia de diferentes factores externos al sistema climático. ^{[ 29 ]} Las estimaciones básicas resumidas en las siguientes secciones se han derivado (compilado) de acuerdo con los primeros principios de la física de la materia y la energía. Los forzamientos (ΔF) se expresan como cambios sobre la superficie total del planeta y sobre un intervalo de tiempo específico. Las estimaciones pueden ser significativas en el contexto del forzamiento climático global para tiempos que abarcan décadas o más. ^{[ 5 ]} Las estimaciones de forzamiento de gases presentadas en el informe AR6 del IPCC se han ajustado para incluir las llamadas retroalimentaciones "rápidas" (positivas o negativas) que ocurren a través de respuestas atmosféricas (es decir, forzamiento radiativo efectivo ).

^{Una expresión de aproximación de} primer orden simplificada para el dióxido de carbono ( CO₂ ) es: ^[ ₃₁ ^]

${\displaystyle \Delta F=5.35\times \ln {(C_{0}+\Delta C) \over C_{0}}~~(\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2})\,}$,

donde C ₀ es una concentración de referencia en partes por millón (ppm) en volumen y ΔC es el cambio de concentración en ppm. Para algunos estudios (por ejemplo, sensibilidad climática), C ₀ se toma como la concentración previa a cambios antropogénicos sustanciales y tiene un valor de 278  ppm, estimado para el año 1750.

La carga atmosférica de gases de efecto invernadero debido a la actividad humana ha crecido especialmente rápido durante las últimas décadas (desde aproximadamente el año 1950). Para el dióxido de carbono, el aumento del 50 % ( C/C₀ ₌ 1,5) realizado hasta el año 2020 desde 1750 corresponde a un cambio acumulativo de forzamiento radiativo (delta F) de +2,17 W/m² ^. [ ^{6 ] Suponiendo} que no haya cambios en la trayectoria de crecimiento de las emisiones, una duplicación de las concentraciones ( C/C₀ ₌ 2) en las próximas décadas correspondería a un cambio acumulativo de forzamiento radiativo (delta F) de +3,71 W/ ^m² .

La relación entre _el CO₂ y el forzamiento radiativo es logarítmica a concentraciones de hasta aproximadamente ocho veces el valor actual. ^{[ 32 ]} Por lo tanto, los aumentos constantes de concentración tienen un efecto de calentamiento progresivamente menor. Sin embargo, la aproximación de primer orden es inexacta a concentraciones más altas y no hay saturación en la absorción de radiación infrarroja por _el CO₂ . ^{[ 33 ]} Se han propuesto varios mecanismos detrás de la escala logarítmica, pero la distribución espectral del dióxido de carbono parece ser esencial, ^{[ 34 ]} particularmente un ensanchamiento en la banda relevante de 15 μm proveniente de una resonancia de Fermi presente en la molécula. ^{[ 35 ] [ 36 ] [ 37 ]}

Se aplican fórmulas algo diferentes para otros gases de efecto invernadero traza como el metano y el N.₂ O(dependencia de raíz cuadrada) oCFC(lineal), con coeficientes que pueden encontrarse, por ejemplo, en losinformesdel IPCC ^{. [ 38 ]} Un estudio de 2016 sugiere una revisión significativa de la fórmula del metano del IPCC. ^{[ 39 ]} Los forzamientos de los gases traza más influyentes en la atmósfera terrestre se incluyen en la sección que describelas tendencias de crecimiento recientesy en lalista de gases de efecto invernadero del IPCC.

El vapor de agua es el principal gas de efecto invernadero de la Tierra, responsable actualmente de aproximadamente la mitad de todo el forzamiento radiativo atmosférico. Su concentración atmosférica total depende casi por completo de la temperatura planetaria promedio y tiene el potencial de aumentar hasta un 7 % con cada grado (°C) de aumento de temperatura (véase también: relación de Clausius-Clapeyron ). ^{[ 40 ]} Por lo tanto, en escalas de tiempo largas, el vapor de agua se comporta como una retroalimentación del sistema que amplifica el forzamiento radiativo impulsado por el aumento del dióxido de carbono y otros gases traza. ^{[ 41 ] [ 42 ]}

La intensidad de la irradiancia solar, ^incluyendo todas las longitudes de onda, es la Irradiancia Solar Total (IST) y, en promedio, es la constante solar . Es igual a aproximadamente 1361  W  m⁻² a la distancia del radio orbital medio anual de la Tierra de una unidad astronómica y medida en la parte superior de la atmósfera. ^{[ 43 ]} La IST de la Tierra varía con la actividad solar y la dinámica orbital planetaria. Múltiples instrumentos basados ​​en satélites, incluidos ERB , ACRIM 1-3 , VIRGO y TIM ^{[ 44 ] [ 45 ]} , han medido continuamente la IST con una precisión y exactitud cada vez mayores desde 1978. ^{[ 46 ]}

Aproximando la Tierra como una esfera , el área de la sección transversal expuesta al Sol (${\textstyle \pi r^{2}}$) es igual a un cuarto del área de la superficie del planeta (${\textstyle 4\pi r^{2}}$). La cantidad promedio global y anual de irradiancia solar por metro cuadrado de la superficie atmosférica de la Tierra (${\textstyle I_{0}}$) es, por lo tanto, igual a un cuarto de TSI y tiene un valor casi constante de${\textstyle I_{0}=340~~\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2}}$.

La Tierra sigue una órbita elíptica alrededor del Sol, de modo que la TSI recibida en cualquier instante fluctúa entre aproximadamente 1321  W  m ⁻² (en el afelio a principios de julio) y 1412  W  m ⁻² (en el perihelio a principios de enero), y por lo tanto en aproximadamente ±3,4% cada año. ^{[ 47 ]} Este cambio en la irradiancia tiene influencias menores en los patrones climáticos estacionales de la Tierra y sus zonas climáticas , que resultan principalmente del ciclo anual en la dirección de inclinación relativa de la Tierra. ^{[ 48 ]} Estos ciclos repetitivos contribuyen a un forzamiento neto cero (por definición) en el contexto de cambios climáticos de décadas de duración.

^La irradiancia solar total anual promedio varía entre aproximadamente 1360  W  m⁻² y 1362 W m⁻² (±0,05 %) a lo largo de un ciclo típico de actividad de manchas solares ^de 11 años . ^{[ 49 ]} Las observaciones de manchas solares se han registrado desde aproximadamente el año 1600 y muestran evidencia de oscilaciones más largas (ciclo de Gleissberg, ciclo de Devries/Seuss, etc.) que modulan el ciclo de 11 años (ciclo de Schwabe). A pesar de este comportamiento complejo, la amplitud del ciclo de 11 años ha sido la variación más prominente a lo largo de este registro de observación a largo plazo. ^{[ 50 ]}  

Las variaciones de TSI asociadas con las manchas solares contribuyen con un forzamiento neto pequeño pero no nulo en el contexto de los cambios climáticos decenales. ^{[ 46 ]} Algunas investigaciones sugieren que pueden haber influido parcialmente en los cambios climáticos durante la Pequeña Edad de Hielo , junto con cambios simultáneos en la actividad volcánica y la deforestación. ^{[ 51 ]} Desde finales del siglo XX, el TSI promedio ha tendido ligeramente a la baja junto con una tendencia descendente en la actividad de las manchas solares . ^{[ 52 ]}

El forzamiento climático causado por variaciones en la irradiancia solar ha ocurrido durante los ciclos de Milankovitch, que abarcan períodos de aproximadamente 40 000 a 100 000 años. Los ciclos de Milankovitch consisten en ciclos de larga duración en la excentricidad orbital de la Tierra (o elipticidad ), ciclos en su oblicuidad orbital (o inclinación axial ) y precesión de su dirección de inclinación relativa. ^{[ 53 ]} Entre estos, el ciclo de 100 000 años en la excentricidad hace que la TSI fluctúe en aproximadamente ±0,2 %. ^{[ 54 ]} Actualmente, la excentricidad de la Tierra se está acercando a su punto menos elíptico (más circular), lo que hace que la TSI anual promedio disminuya muy lentamente. ^{[ 53 ]} Las simulaciones también indican que la dinámica orbital de la Tierra permanecerá estable, incluyendo estas variaciones, durante al menos los próximos 10 millones de años. ^{[ 55 ]}

El Sol ha consumido aproximadamente la mitad de su combustible de hidrógeno desde su formación hace unos 4.500 millones de años. ^{[ 56 ]} La irradiancia solar total (TSI) seguirá aumentando lentamente durante el proceso de envejecimiento a una tasa de aproximadamente el 1 % cada 100 millones de años. Esta tasa de cambio es demasiado pequeña para ser detectable mediante mediciones y resulta insignificante en escalas de tiempo humanas.

Las variaciones fraccionarias máximas (Δτ) en la irradiancia solar de la Tierra durante la última década se resumen en la tabla adjunta. Cada variación previamente analizada contribuye con un forzamiento de:

${\displaystyle \Delta F=~I_{0}\times (1-R)\times \Delta \tau ~~=~238\times \Delta \tau ~~(\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2})\,}$,

donde R=0,30 es la reflectividad de la Tierra. Se espera que los forzamientos radiativos y climáticos derivados de los cambios en la insolación solar sigan siendo menores, a pesar de algunos fenómenos de la física solar aún por descubrir . ^{[ 52 ] [ 58 ]}

Una fracción de la radiación solar incidente es reflejada por nubes y aerosoles, océanos y relieves, nieve y hielo, vegetación y otras características superficiales naturales y artificiales. Esta fracción reflejada se conoce como albedo de enlace de la Tierra (R), se evalúa en la parte superior de la atmósfera y tiene un valor global anual promedio de aproximadamente 0,30 (30%). La fracción total de energía solar absorbida por la Tierra es entonces (1−R) o 0,70 (70%). ^{[ 59 ]}

Los componentes atmosféricos contribuyen aproximadamente a tres cuartas partes del albedo terrestre, y las nubes por sí solas son responsables de la mitad. El papel fundamental de las nubes y el vapor de agua está vinculado a la presencia mayoritaria de agua líquida que cubre la corteza del planeta . Los patrones globales de formación y circulación de nubes son muy complejos, con acoplamientos a los flujos de calor oceánicos y con las corrientes en chorro facilitando su rápido transporte. Además, se ha observado que los albedos de los hemisferios norte y sur de la Tierra son prácticamente iguales (con una diferencia de menos del 0,2 %). Esto es relevante dado que más de dos tercios de la superficie terrestre y el 85 % de la población humana se encuentran en el norte. ^{[ 60 ]}

Múltiples instrumentos basados ​​en satélites, incluidos MODIS , VIIR y CERES, han monitoreado continuamente el albedo de la Tierra desde 1998. ^{[ 61 ]} Las imágenes de Landsat , disponibles desde 1972, también se han utilizado en algunos estudios. ^{[ 62 ]} La precisión de las mediciones ha mejorado y los resultados han convergido en los últimos años, lo que permite una evaluación más confiable de la influencia forzante decenal reciente del albedo planetario. ^{[ 60 ]} Sin embargo, el registro de datos existente aún es demasiado corto para respaldar predicciones a largo plazo o para abordar otras cuestiones relacionadas.

Las variaciones estacionales del albedo planetario pueden entenderse como un conjunto de retroalimentaciones del sistema que ocurren principalmente en respuesta al ciclo anual de la inclinación relativa de la Tierra. Junto con las respuestas atmosféricas, los cambios en la vegetación, la nieve y la cobertura de hielo marino son los más evidentes para los habitantes de la superficie. Se han observado variaciones intraanuales de aproximadamente ±0,02 (± 7 %) alrededor del albedo medio de la Tierra a lo largo del año, con máximos que ocurren dos veces al año cerca del momento de cada equinoccio solar. ^{[ 60 ]} Este ciclo repetitivo contribuye a un forzamiento neto cero en el contexto de cambios climáticos que duran décadas.

Los albedos regionales varían año tras año debido a cambios derivados de procesos naturales, acciones humanas y retroalimentaciones del sistema. Por ejemplo, la deforestación suele aumentar la reflectividad de la Tierra, mientras que la introducción de almacenamiento de agua e irrigación en tierras áridas puede disminuirla. De igual modo, considerando las retroalimentaciones, la pérdida de hielo en las regiones árticas disminuye el albedo, mientras que la creciente desertificación en latitudes bajas y medias lo aumenta.

Durante los años 2000-2012, no se pudo discernir ninguna tendencia general en el albedo de la Tierra dentro de la desviación estándar del 0,1 % de los valores medidos por CERES. ^{[ 60 ]} Junto con la equivalencia hemisférica, algunos investigadores interpretan las diferencias interanuales notablemente pequeñas como evidencia de que el albedo planetario puede estar actualmente limitado por la acción de retroalimentaciones de sistemas complejos. Sin embargo, la evidencia histórica también sugiere que eventos poco frecuentes, como grandes erupciones volcánicas, pueden perturbar significativamente el albedo planetario durante varios años o más. ^{[ 63 ]}

Las variaciones fraccionarias medidas (Δ α ) en el albedo de la Tierra durante la primera década del siglo XXI se resumen en la tabla adjunta. De forma similar a la irradiancia solar total (TSI), el forzamiento radiativo debido a un cambio fraccionario en el albedo planetario (Δ α ) es:

${\displaystyle \Delta F=~-I_{0}\times R\times \Delta \alpha ~~=~-102\times \Delta \alpha ~~(\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2})\,}$.

Las observaciones satelitales muestran que varias retroalimentaciones del sistema terrestre han estabilizado el albedo planetario a pesar de los recientes cambios naturales y causados ​​por el hombre. ^{[ 61 ]} En escalas de tiempo más largas, es más incierto si el forzamiento neto que resulta de tales cambios externos seguirá siendo menor.