1. Hacia abajo: la radiación solar

El valor aproximado del flujo medio de energía del Sol absorbido por la Tierra (superficie + atmósfera) es de 235 Wm-2. De ellos, 67 Wm-2 son absorbidos directamente por los gases y las nubes que componen la atmósfera (una pequeña parte es absorbida en la estratosfera, especialmente por el oxígeno y el ozono, y la mayor parte es absorbida en la troposfera, especialmente por el vapor de agua, por el polvo en suspensión, y por las nubes). Los 168 Wm-2 restantes, que atraviesan el aire, son absorbidos por la superficie terrestre, repartiéndose de forma muy diferente según la latitud. Este flujo que llega al suelo lo hace en forma de radiación directa y difusa. La radiación directa es aquella que procede en línea recta del Sol, sin haber sufrido ningún tipo de reflexión. La radiación difusa es la que llega a superficie terrestre desde cualquier dirección, después de haber sufrido múltiples desviaciones a lo largo de su trayectoria atmosférica. En las latitudes altas, o en los días nublados, la radiación difusa supera a la directa. Lo contrario ocurre en las latitudes bajas o en los días despejados: la radiación directa supera a la difusa.

Radiación solar media recibida en superficie, expresada en W/m2. Oscila entre un máximo de unos 275 W/m2 en las regiones despejadas de nubosidad del Sahara y Arabia, hasta un mínimo de 75 W/m2 en las islas brumosas del Artico. La media global es de 168 W/m2.

 

Para llegar al cálculo de ese valor de 235 W/m2 , se parte del dato del flujo de radiación solar que llega a una superficie imaginaria en el tope de la atmósfera, transversal a los rayos solares, y que es de 1.368 W/m2 aproximadamente. Este valor, que ha podido ser medido con bastante precisión desde hace no mucho por satélites meteorológicos, recibe el nombre de “constante solar”. Ahora bien, esta “constante”, aunque se llame así, sufre variaciones temporales de unos cuantos watios, debido tanto a los cambios en la actividad solar, como, sobre todo, a la excentricidad de la órbita terrestre, de tal forma que en un año cualquiera el flujo solar incidente varía en un 3,5 %, pasando por un máximo de unos 1.410 W/m2 en el perihelio (a principios de Enero, que es cuando la Tierra está más cerca del Sol) a un mínimo de sólo 1.320 W/m2 en el afelio (a principios de Julio, que es cuando la Tierra está más alejada del Sol).

A partir de la constante solar se puede calcular el flujo medio que incide por metro cuadrado en la superficie esférica exterior de la atmósfera (tope de la atmósfera), ya que es la cuarta parte de ese valor: unos 342 W/m2. En efecto, el total de la energía solar que continuamente es interceptado por el planeta Tierra es igual al valor de la constante solar (1.368 W/m2) multiplicado por la superficie de un círculo imaginario cuyo radio (R) es el radio de la Tierra. Por lo tanto equivale a 1.368 x πR2 watios. Como la superficie de la Tierra es esférica, su superficie (4πR2) es cuatro veces mayor que la superficie de ese círculo transversal (πR2), por lo que el flujo medio que se reparte por el conjunto de la esfera es cuatro veces menor.

De ese flujo de radiación solar incidente (342 W/m2), un 31 % aproximadamente es reflejado desde la propia atmósfera o desde la superficie continental u oceánica, y devuelto de nuevo hacia el espacio extraterrestre sin ser utilizado. Este porcentaje de radiación reflejada, que se pierde en el espacio, es lo que se denomina el albedo terrestre: 0,31. La potencia absorbida por la Tierra queda, por lo tanto, en 235 W/m2. A modo de comparación, el albedo de Venus es de 0,72 ; en consecuencia, aunque este planeta está más cerca del Sol que la Tierra, y recibe en su tope un flujo medio dos veces más elevado (654 W/m2), la energía solar que absorbe es inferior a la de la Tierra (1- 0,72) x 654 = 183 W/m2).

El albedo del conjunto de la Tierra, 0,31, es una cifra media, que puede variar con el tiempo. Sin embargo, hay todavía una gran incertidumbre en su cálculo y en sus cambios. Los resultados según unos métodos u otros difieren bastante. Es mucho más difícil de medir que la irradiancia solar. Sus cambios están ligados más que nada a la nubosidad, no sólo en cuanto a la porción de cielo cubierto sino también en cuanto al tipo de nube y su composición (el mayor o menor tamaño de las gotitas puede influir mucho). Así, el llamado "oscurecimiento global" ocurrido, según las mediciones terrestres, entre 1950 y 1990, equivale a un aumento del albedo del 2% (es decir, nada menos que 6,8 W/m2). Por otra parte, las mediciones del cambio del albedo terrestre, medido a partir del estudio del brillo de la parte oscura de la Luna (que procede de la luz reflejada por la Tierra) entre el 2000 y el 2004 señala un aumento del albedo del 1,6% (5,5 W/m2). Y el medido por satélites, por el contrario, da una disminución del 0,6 % (2 W/m2) (Charlson, 2005; Pallé, 2005).

Aparte del albedo terrestre global, que depende fundamentalmente de las nubes, es necesario tener en cuanta también el albedo en superficie que varía según el color de los diferentes paisajes terrestres. Cuanto más blanquecina sea una superficie, más cantidad de luz refleja y mayor es su albedo. Por lo tanto, cuanto mayor sea el área terrestre, marina o continental, cubierta por nieve, mayor es el albedo. El albedo continental suele ser mayor que el albedo oceánico. El albedo de los desiertos es mayor que el de los bosques o el de las selvas y el albedo de un paisaje nevado de tundra es mayor que si el paisaje está recubierto por bosques boreales.

 

2. Hacia arriba: la transmisión de calor desde la superficie terrestre

Hemos visto anteriormente que la cantidad de flujo solar absorbido directamente por el aire es tan sólo 70 W/m2. A este calor, venido de arriba, hay que añadir la entrada en la atmósfera de calor procedente de abajo (que no es sino la energía solar previamente absorbida y transformada en calor en la superficie terrestre). Este flujo hacia arriba que se emite desde superficie, 492 W/m2 , es mucho mayor. De ahí que, por lo general, la temperatura en la troposfera (los 10/15 primeros kilómetros de la atmósfera) disminuya con la altura, a medida que su fuente de calor, el suelo o el mar, queda más lejos.

Este calor que la superficie oceánica y continental emiten hacia la atmósfera se transmite según tres procesos diferentes.

Radiación infrarroja

Es el proceso cuantitativamente más importante. El valor del flujo de energía así transmitido desde la superficie es de 390 W/m2. De estos 390 W/m2, los gases invernadero del aire y las gotitas de las nubes absorben la mayor parte, 350 W/m2. El resto, un flujo de 40 W/m2 , logra escaparse al espacio extraterrestre sin ser interceptado.

Evaporación y condensación

El segundo tipo de flujo de calor transmitido al aire es el llamado “calor latente” de evaporación. Su valor medio a nivel global es de unos 78 W/m2. Este calor latente de evaporación es el calor que las moléculas de agua en fase líquida roban del mar, o de las zonas húmedas de donde se evaporan, para pasar a la fase gaseosa. Mientras el agua evaporada permanece en la atmósfera en estado de vapor, este calor está latente, pero al condensarse y cambiar de fase gaseosa a fase líquida (y formar nubes) es liberado y traspasado al aire.

Conducción molecular y convección

El tercer flujo de calor es el que se transmite por el contacto directo de las moléculas del sustrato oceánico o continental con las del aire. Este calor (“calor sensible”, en oposición al “calor latente”) es luego transmitido hacia arriba y disipado en la vertical de la atmósfera, gracias a las corrientes convectivas de aire. Este flujo tiene un valor global medio de unos 24 W/m2.

 

3. Hacia arriba y hacia abajo: el efecto invernadero

Hemos visto que la atmósfera es casi transparente a la radiación solar (sólo retiene 67 W/m2) pero absorbe gran parte de la radiación infrarroja terrestre (350 W/m2). Esta absorción la realizan fundamentalmente unos pocos gases minoritarios del aire llamados “gases invernadero” —vapor de agua, dióxido de carbono, metano, ozono ...— y las nubes. El nitrógeno y el oxígeno apenas intervienen. Además de absorber el calor de procedencia solar y terrestre, los gases invernadero lo transforman y emiten. Estas radiaciones de onda larga, infrarrojas, son emitidas en todas las direcciones, hacia arriba y hacia abajo, hacia el espacio y hacia la superficie. Por el tope de la atmósfera sale un flujo de 195 W/m2 de radiación infrarroja emitida por el aire y las nubes, que se pierde en el espacio extraterrestre, mientras que la superficie (continental y oceánica) recibe un flujo desde el aire y las nubes de 324 W/m2. De esta forma, la superficie terrestre recupera gran parte de la energía que ella misma emite hacia arriba.

Este calor recibido en superficie (324 W/m2) proveniente de la atmósfera es más del doble que el proveniente del Sol (168 W/m2). Entre los dos, la superficie recibe un flujo medio de 492 W/m2 (el mismo que emite), que será mayor, tanto si aumenta la actividad solar, como si lo hace la concentración de los gases invernadero.

En la frontera de la Tierra con el espacio exterior se pierde continuamente por radiación infrarroja el mismo calor que se recibe del Sol. Las mediciones satelitarias de la radiación saliente indican que un flujo medio de 235 W/m2 de radiación infrarroja se escapa al espacio por la tropopausa, un valor que es el mismo que el de la radiación solar absorbida por el sistema terrestre. Esta energía saliente la componen radiaciones infrarrojas que proceden de los gases invernadero (165 W/m2), de las nubes (30 W/m2), y de la radiación infrarroja procedente directamente de la superficie terrestre (40 W/m2).

Nótese que la radiación infrarroja emitida desde la superficie terrestre, 390 W/m2, es mucho mayor que la radiación que sale por el tope de la atmósfera, 235 W/m2. No existiría esta diferencia si no hubiese gases invernadero. Entonces, desde la superficie terrestre se emitiría una radiación semejante a la que sale por el tope de la atmósfera, es decir, 235 W/m2 . La temperatura media de la superficie terrestre, que hoy es de unos +15°C, sería la correspondiente a esta emisión inferior, de –15ºC, unos treinta grados inferior.

 

4. Forzamiento radiativo y sensibilidad climática

Se llama forzamiento radiativo (radiative forcing) a la perturbación en la energía total neta que entra y sale de la troposfera (medida en W/m2) provocada por cualquier variación que altere el equilibrio de los flujos radiativos. La troposfera es la capa baja de la atmósfera, entre los 0 y los 10/15 km de altura aproximadamente, en donde tiene lugar los principales fenómenos climáticos. Por encima de ella se encuentra ya la estratosfera. La superficie de separación con la estratosfera, su techo o tope, es la tropopausa.

Flujos de energía en el tope de la troposfera (tropopausa).

De entre los gases que más repercusión tienen en el clima hay que destacar el vapor de agua, el dióxido de carbono y el metano, pero existen otros, como el ozono, el óxido nitroso, y más recientemente los CFCs y HCFCs, que también repercuten en los equilibrios radiativos. Cada gas ejerce una influencia diferente, que depende de la proporción de radiación infrarroja que es capaz de absorber y de la duración, o vida media, del gas en la atmósfera.

Uno de las principales ocupaciones de la investigación climatológica es determinar cuantitativamente cómo responde la temperatura media superficial del planeta a un forzamiento radiativo y, especialmente, al provocado por los cambios en la concentración de CO2. Así, se calcula que si se duplicase la concentración de CO2 , y de otros gases invernadero como el metano, y la concentración total equivalente pasara del valor preindustrial de 280 ppm a 560 ppm, se provocaría un forzamiento radiativo positivo en la troposfera de unos unos 4 W/m2. Así se tendería a que se escapasen por la tropopausa 4 W/m2 menos. Para compensar ese desequilibrio entre lo entrante y lo saliente, la superficie y la troposfera se calentarían y emitirían de nuevo más radiación.

El aumento de los gases invernadero que se ha registrado desde el principio del desarrollo industrial (de 280 ppm a 365 ppm), ha provocado ya un forzamiento positivo de entre unos 2 W/m2 y 2,5 W/m-2 (IPCC, 2001).

Se llama “sensibilidad climática” al cambio de la temperatura global en la superficie terrestre debido a un forzamiento dado y a los feedbacks añadidos que origine (por ejemplo, el aumento del vapor de agua). Según diversos modelos el forzado radiativo que supondría una duplicación de los gases invernadero, es decir, unos 4 W/m2, supondría un incremento de aproximadamente entre 2ºC y 4,5ºC en la temperatura media de la superficie terrestre (IPCC, 2007).

Un forzamiento positivo tiende a calentar la superficie terrestre, pero también hay otros forzamientos que pueden ser negativos. Así, durante el transcurso de unos meses, los gases y los aerosoles que inyectó en la atmósfera el volcán Pinatubo en Junio de 1991 produjeron en superficie, por ocultación de los rayos solares, un forzamiento negativo, lo que se tradujo en una disminución temporal de la temperatura superficial media del planeta. Durante varios meses se produjo una reducción de la energía solar entrante de 3 o 4 W/m2 , lo que enfrió notablemente la troposfera (Minnis, 1993). Un año más tarde, todavía el forzamiento negativo a escala global era de 1 W/m2. Desde los días de la erupción hasta Agosto de 1992, las temperaturas superficiales descendieron 0,5°C. Como consecuencia, disminuyó considerablemente la actividad vegetativa (Lucht, 2002).

Después de producirse un forzamiento radiativo tiende a instalarse un nuevo equilibrio en el sistema climático con multitud de efectos de feedback, algunos positivos y otros negativos, que influyen en el resultado final. Por ejemplo, un calentamiento inicial debido a un aumento del CO2 puede hacer que cambie la cantidad de vapor de agua en la atmósfera, así como las características de las nubes, la extensión de la cubierta de nieve o el área ocupada por los hielos marinos, todo lo cual a su vez tiene una influencia térmica considerable en la superficie terrestre. El modo complejo en que todos estos efectos interactúan hace que sean muy variables las cifras que dan los modelos informáticos actuales sobre el calentamiento final que produciría la duplicación del CO2, oscilando, en el informe 2007 del IPCC, entre 2°C y 4,5°C. El problema radica en las incertidumbres de las formulaciones utilizadas, la variabilidad interna y natural del sistema climático, y los múltiples escenarios posibles respecto a la composición química de la atmósfera futura.

Otro factor importante a tener en cuenta es el tiempo de respuesta del sistema climático a un forzamiento, es decir, el tiempo que tarda en alcanzar un nuevo equilibrio térmico que se adecúe a los nuevos balances de energía. Existe en algunas partes del sistema, especialmente en los océanos, una gran inercia, que hace que las respuestas al forzamiento puedan tardar varias decenas o centenas de años. En la atmósfera, la inercia térmica es menor. De esta forma, los diferentes tiempos de respuesta complican aún más la determinación y los cálculos de los efectos climáticos después de cualquier tipo de forzamiento.