1-12: Balance Global de Energía

Hemos dedicado bastante atención a los gases traza en la atmósfera, sus fuentes y sumideros, tiempos de vida y distribución vertical. Ahora estamos preparados para examinar la influencia de las cantidades aparentemente insignificantes de los gases sobre el balance de energía de nuestro planeta. Primero examinaremos lo que significa balance de energía.

Como vimos en las lecciones anteriores, la tierra recibe energía del sol principalmente en la forma de radiación visible. Desde una perspectiva global, parte de esta energía se refleja al espacio como luz visible y el resto es procesada en varias formas por el sistema tierra/atmósfera/océano/y reradiada al espacio como radiación infrarroja (IR). La ruta detallada de la transformación de esta energía determina las condiciones del clima de nuestro planeta. La composición de la atmósfera del planeta y las características de la superficie del planeta controlan la distribución de temperatura en la superficie del planeta y de esta forma los movimientos y procesos de su atmósfera.

Una vez la energía solar visible es absorvida por el sistema terrestre - nubes, la atmósfera libre o la superficie - se transforma de energía electromagnética en energía calórica. Esta energía absorvida eleva la temperatura de la superficie o evapora el agua de la superficie para crear el vapor de agua de la atmósfera de la tierra. Si un objeto tiene una temperatura mayor que sus alrededores, disipara la energía a sus alrededores en forma de radiación infrarroja. La radiación infrarroja no es detectable por el ojo humano pero puede der detectado por la absorción de la piel de los humanos. Si elelemento calefactor de un horno eléctrico esta al rojo vivo radiara tanto radiación infrarroja como visible. Si el elementos se apaga, gradualmente perderá su color (su radiación visible) pero continuara emitiendo radiación infrarroja, la cual puede sentirse acercando una mano al elemento calefactor.

La tierra comparada con el espacio exterior es muy caliente y en consecuencia radia energía al espacio exterior a una tasa que es proporcional a la temperatura a la cuarta potencia. Parte de esta energía radiada de la superficie de la tierra se pierde directamente al espacio exterior, mientras que otra parte es absorvida por los gases y las nubes de la atmósfera. Esta absorción de radiación infrarroja por la atmósfera de lo tierra ser denomina "efecto invernadero". El nitrógeno, el gas dominante en la atmósfera, no absorve radiación infrarroja, pero el oxigeno, el segundo gas mas abundante,lo absorve en ciertas longitudes de onda.

El vapor de agua (distinto del de las nubes, las cuales se tratan separadamente) es un fuerte absorbente de la radiación infrarroja. Si ud ha estado en climas secos y húmedos y ha experimentado los cambios de temperatura entre el día y la noche habrá observado que en los climas secos la temperatura disminuye rápidamente cerca a la puesta del sol, mientras queen los climas húmedos la caída de la temperatura es menos pronunciada. La diferencia obedece a la radiación de la superficie de la tierra que es obsorvida por el vapor de agua de la atmósfera húmeda y reradiada a la superficie de la tierra. En los climas secos esta radiación saliente penetra la atmósfera y escapade la tierra al espacio exterior. Así ,en efecto, el vapor de agua es el mayor absorvedor de radiación infrarroja de la tierra y es el gas de efecto invernadero mas importante.

Las nubes también son un fuerte absorbente de radiación infrarroja. En efecto un factor que los meteorólogos deben considerar para realizar el pronostico de temperatura nocturna de una localización dada es si las nubes estarán o no presentes. La radiación infrarroja emitida por la tierra es absorvida por la nubes y reradiada a la superficie terrestre, evitando que la temperatura disminuya mucho en las noches. En cielos despejados y con baja humedad muy poca radiación infrarroja regresa a la tierra de tal forma que la temperatura en las noches cae significativamente.

Otros gases traza en la atmósfera terrestre también absorven energía infrarroja. El dióxido de carbono, el oxido nitroso, el metano, el ozono y los CFCs son todos gases de efecto invernadero. Ellos absorben y reradian la radiación infrarroja hacia arriba y hacia abajo y contribuyen a mantener una temperatura superficial mayor de la que tendrían en su ausencia. Hemos visto en nuestro estudio de la química de la atmósfera que muchos de los gases traza son producidos por los humanos por el uso de maquinas y otras actividades. Al incrementar la concentración atmosférica de estos gases, estamos contribuyendoa reforzar el calentamiento de la superficie terrestre por el incremento del efecto invernadero. Mas adelante regresaremos a este tópico para cuantificar la magnitud de este efecto.

Podemos resumir y cuantificar estos conceptos mediante el balance de energía de la tierra ilustrado en el diagrama adjunto.

Balance de radiación solar y terrestre. (CALMET '95, AL Working group of SCHOTI.)

Si asumimos que la tierra recibe 100 unidades de energía solar por unidad de tiempo, entonces que pasa con esta energía ?. Como se ilustra en a gráfica alrededor de 25 unidades se reflejan a la atmósfera, otras 25 se absorben por partículas y moléculas de gases en la atmósfera y5 unidades son reflejadas por la superficie de la tierra. Esto deja 45 unidades para ser absorbidas por la superficie de la tierra.

La transferencia de energía de la tierra a la atmósfera superior ocurre en 29 unidades por conducción, convección y evaporación del agua de la superficie de la tierra (absorción de calor latente) con la subsecuente condensación en nubes y niebla (remoción de calor latente). Las perdidas por radiación desde la superficie suman 104 unidades; la radiación hacia la superficie por los gases de efecto invernadero, las nubes y las partículas de la atmósfera es de 88 unidades. La temperatura efectiva del planeta vista desde el espacio exterior seria de 255 K -18 ^oC . Observe que las 70 unidades de radiación de onda larga saliente, combinadas con 30 unidades de energía solar reflejada, dan una energía saliente total de 100 unidades, que balancean la cantidad entrante.

Los gases de efecto invernadero no están limitados a una pequeña capa como lo sugiere el diagrama adjunto, sino que están distribuidos uniformemente a lo largo de la troposfera. El ozono, que es producido por la radiación solar en la estratosfera y por los procesos en la superficie de la tierra, es menos uniformey tiene una concentración pico en la estratosfera.

El calentamiento de la superficie producido por el aumento de las concentraciones de gases de efecto invernadero lleva a un perfil vertical de temperaturas en la atmósfera que en realidad reduce la temperatura en la base de la estratosfera. Así, cuando utilizamos el termino "calentamiento global'' nos referimos a la superficie de la tierra. Podemosdecir también que un enfriamiento de la baja estratosfera es una evidencia del "calentamiento global'

Es importante resaltar que la energía que la tierra recibe del sol es fija, y que la energía que la tierra reradia al sol es fija. El calentamiento global es un resultado de la distribución de la energía dentro del sistema tierra/atmósfera/océano/ y no un resultado de mayores perdidas de energía al espacio o mayores ganancias de energía solar. En las siguientes lecciones cuantificaremos la contribución al calentamiento globaldel incremento de gases de efecto invernadero por fuentes antropogenicas y otros factores humanos que afectan el balance de energía.

La capacidad de una superficie para reflejar la energía solar se mide por su albedo o reflectividad en la zona visible del espectro de energía. La tabla de albedos da los valores de diferentes materiales y superficies.

Albedos para la franja de ondas cortas del espectro electromagnético.

Podemos relacionar los valores en esta tabla con los nuestra experiencia recordando que las superficies con altos albedos son superficies que brillan cuando les incide luz visible. Si consideramos una fotografía de la tierra tomada desde el espacio, las zonas brillantes son las nubes y las grandes masas de hielo de Groenlandia y la Antártica Los desiertos son mas brillantes que las zonas vegetabas, y el océano es mas oscuro que la tierra (excepto en ciertos ángulos que la luz es reflejada de la superficie del océano en lo que se denomina destellos de luz solar).

Una vista de la tabla confirma estas observaciones generales, las nubes reflejan 70 a 90 % de las energía incidente y la nieve nueva refleja 75 a 95%(observara que la nieve "vieja" refleja menos). Los bosques tienen un valor relativamente bajo de 10 a 20%.

La siguiente gráfica muestra la cantidad de energía absorvida por los gases de efecto invernadero en varias franjas de longitudes de onda, desde la radiación ultravioleta en la izquierda, hasta la infrarroja en la derecha.

Espectro de absorción para los principales gases de efecto invernadero en la atmósfera de la tierra. (After J. N. Howard, 1959: Proc. I.R.E. 47, 1459; and R. M. Goody and G.D. Robinson, 1951: Quart. H. Roy. Meteorol. Soc. 77, (153)

Los CFCs no esta gratificados aquí pues se analizaran por separado. Para cada gas se da la absorbenciaa diferentes longitudes de onda entre 0 y 1

A manera de ejemplo si observamos las gráficas del oxigeno y el ozono, vemos que la absorción es muy alta en la región ultravioleta pero esencialmente cero en las regiones infrarroja y visible, excepto en picos aislados. Esto significa que este gas absorbe esencialmente toda la radiación ultravioleta pero es transparente a la fracción visible e infrarroja del espectro. Este gas es entonces el responsable de la protección de los sistemas biológicos terrestres de la letal radiación ultravioleta, radiación con longitudes menores de 0.3 micrómetros (o 300 nanometros), y de permitir el paso de la luz visibley de la radiación ultravioleta.

Otros gases tienen propiedades de absorción muy diferentes. El metano (CH₄), por ejemplo, tiene un par de regiones de longitud de onda muy pequeñas en la región infrarroja en las cuales absorve muy fuertemente,esto ocurre alrededor de los 3.5 y 8 micrones. El oxido nitroso, N₂O, que tiene picos alrededor de los 5 y 8 micrones absorve en rangos de longitud de onda muy cortos.

El dióxido de carbono tiene un espectro de absorción mas complejo con picos de absorción alrededor de los 2.6 y 4 micrones y una franja de radiación infrarroja mas allá de los 13 micrones. De aquí podemos ver que el dióxido de carbono es un fuerte absorbente de la radiación infrarroja. La gráfica del vapor de agua muestra una absorción mas compleja que el del dióxido de carbono, con numerosos picos en la región infrarroja entre 0.8 y 10 micrones.

El espectro total de todos los gases en la atmósfera se da en la gráfica de abajo. Ella muestra una ventana entre los 0.3 y los 0.8 micrones (la ventana visible), la cual permite que la radiación solar (sin la letal componente ultravioleta) alcance la superficie de la tierra. La radican terrestre, la radiación ascendente infrarroja emitida por la superficie de la tierra, tiene un máximo cerca de los 10 micrones. La gráfica total de la atmósfera muestra que existeuna estrecha ventana (excepto para un pico de oxigeno) cerca de los 10 micrones de longitud de onda.

Si un planeta no tiene agua en su atmósfera, su temperatura esta determinada principalmente por la abundancia de dióxido de carbono en su atmósfera. El planeta Venus tiene una atmósfera que consiste de 98% de dióxido de carbono y una presión en la superficie90 veces la de la tierra. La energía solar, que esta principalmente en la región visible, pasa a través de la ventana en el rango visible (el dióxido de carbono no absorbe entre los 0.4 y los 0.7 micrones)golpea la superficie terrestre donde, de acuerdo con la tabla de albedos, 24% se convierte en calor. La gran cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera de Venus produce un fuerte efecto invernadero que reradia la energía infrarroja a la superficie generando una temperatura de 477 C. El planeta Marte, de otra parte,tiene una atmósfera con 95% de dióxido de carbono pero una presión menos de 1/100la de la tierra. Esto hace que la masa total de dióxido de carbono pueda crear un efecto de invernadero muy débil y que su temperatura en la superficie sea de -53 ^oC. La temperatura de la superficie de un planeta esta mas relacionada con la cantidad de dióxido de carbono en su atmósfera que con su posición relativa al sol.

El concepto importante de la discusión es que el efecto invernadero en general y el dióxido de carbono en particular, regula atemperatura en la superficie del planeta. El hecho de que la Tierra tenga menos contenido de dióxido de carbono que Venus y considerablemente mas que Marte le daa la tierra un rango único de temperatura que es favorable para las plantas, animales y la vida humana.

Ahora podemos evaluarel efecto de adicionar cantidades especificas de gases de efecto invernadero a la atmósfera de la tierra. La tabla adjunta da una descripción cuantitativa del impacto de cada gas de efecto invernadero en términos del cambio de tasa de calentamiento por unidad de tiempo y por unidad de área en la superficie de la tierra. (Watios por metro cuadrado, por decada)

Expresiones utilizadas para obtener el forzamiento radiativo de las tendencias pasadas y de los escenarios futuros de concentración de gases de efecto invernadero. Adaptado de Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.

Observe que las concentraciones de los gases de efecto invernadero están alrededor de los 350 ppmv para el dióxido de carbono, 1.7ppmv para el metano, y partes por trillón para el oxido nitroso y los CFCs. Cada formula dada en la segunda columna describe la tasa de calentamiento de a superficie en términos de la concentración de los gases. Observe las diferentes formas funcionales de los diferentes gases. Para el dióxido de carbono, el forzamiento radiativo ( la tasa de calentamiento de la atmósfera) es proporcional al logaritmo natural de la concentración dividido por una concentración base. Para el metano, el oxido nitroso, yel vapor de agua de la estratosfera, el forzamiento radiativocrece con la diferenciade la raíz cuadrada, y para los gases que son menos abundantes, el forzamiento radaiativo es directamente proporcional a la concentración.

El impacto de adicionar una molécula de gas de efecto invernadero es mucho mayor si la abundancia relativa del gas es baja. Por ejemplo, el impacto de adicionar una molécula de metano es 21 veces mayor que adicionar unamolécula de dióxido de carbono (véase la tabla adjunta).

Forzamiento radiactivo relativo al CO₂ por unidad de molécula que cambia. Adaptado de Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.

Una molécula de oxido nitroso tiene un efecto invernadero equivalente al de 206 moléculas de dióxido de carbono, y las moléculas de CFC tienen un impacto 12,000 a 18,000 veces el del dióxido de carbono. Las bandas de absorción (regiones de longitud de onda) para el dióxido de carbono están casi saturadas, pero aquellas de los otros gases no, así que una molécula adicional genera un mayor impacto. Sin embargo, debemos recordar que cada persona en los Estados Unidos en promedio descarga alrededor de 20 toneladas métricas (20,000 kg o 44,000 libras) de dióxido de carbono en la atmósfera de la quema de combustibles fósiles cada ano, comparado con 100 kg de metano, 2 kg de oxido nitroso, y 2 kg de CFCs. Multiplicando la tasa de emisiones de los CFCs por 12,000 da elimpactode los CFC en el efecto invernadero comparado con el del dióxido de carbono.

Al final de la ultima tabla se listan los posibles sustitutos de los CFCs. Su impacto, en algunos casos, se reduce considerablemente, pero esto no significa que eliminen el forzamiento radiativo.

La Tabla siguiente da una comparación del forzamiento radiativo de los CFCs y sus posibles sustitutos.

Forzamiento radiativo de un numero de CFCs. Adaptado de Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.

Esta información puede utilizarse para evaluar las ventajas relativas de los sustitutos CFCs para reducir el calentamiento global. Los cálculos cuantitativos como estos ayudan a los tomadores de decisiones a apreciar y entender como los científicos pueden ayudarlos a desarrollar una nueva legislación. También muestra al sector privado(por ejemplo a la industria generadora de energía ylos productores de químicos) el impacto relativo de varios de los gases de efecto invernadero. Los efectos deteriorantes de los CFCs son evidentes,y estos cálculos,además del efecto calculado sobre el ozono, llevo a la creación del acuerdo internacional para eliminar los CFCs (Protocolo de Montreal) y a la corporación Dupont a dejar de producir CFCs antes de que el mandato internacional se implementara.

Una delas características de la mayoría degases de efecto invernadero es que tienen largos tiempos de vida en la atmósfera, dado por su "vida media" (el tiempo para que la mitad de una cantidad inicial liberarada a la atmósfera sea removida por procesos naturales).El dióxido de carbono tiene un tiempo de vida media de alrededor de 120 anos, el metano 10.5 anos, el oxido nitroso 132 anos, y los CFCs entre 16 y mas de 500 anos, según se indica en la tabla. Así por ejemplo, de los 20,000 kg de dióxido de carbono que cada norteamericano aporto a la atmósfera en 1996, 10,000 kg seguirán contribuyendo areforzar el calentamiento global en el 2116, 5,000 kg permanecerán en el 2236, 2,500 en el 2356,...,1 kg en el ano 3676. Por lo menos un kilogramo de dióxido de carbono que se suministro a la atmósfera en el ano anterior contribuirá a reforzar el calentamiento global por los próximos 1,680 anos!.

De estos ejemplos, se puede ver que hay dos factores que combinados determinan el "potencial de calentamiento global" (GWP) de los gases de efecto invernadero: (1) la capacidad de absorber la radiación, y (2) el tiempo de vida en la atmósfera. Volveremos al GWP en una lección posterior.

Los cálculos basados en estas consideraciones se utilizan para producir las gráficas adjuntas que contabilizan el efecto delos gases de efecto invernadero puestos en la atmósfera desde la Revolución Industrial.

Contribuciones decadales al forzamiento radiativo debido al incremento de las concentraciones de gases de efecto invernadero entre 1765 y 1990. Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.Figure 2.3, page 55.

El efecto de los forzamientos radiativos están expresados en W m^-2decada^-1 para cinco diferentes periodos, terminando en la década de l980s. Observe que el forzamiento debido al dióxido de carbono se ha incrementado, pero como se describió previamente,no directamente con el aumento de su concentración. El impacto de otros tales como los CFCs y los HCFCs , he crecido mas dramáticamente,aun cuando su abundancia es muy baja, debido a que su impacto por molécula es alto y su tiempo de vida largo.

Observe que la magnitud del incremento del forzamiento radiativo para la decada mas reciente según la gráfica anterior es el orden de 0.55Wm^-2. El forzamiento radiativo acumulado desde la revolución industrial debido a los gases de efecto invernadero de origen antropico es de alrededor de 2.77 Wm^-2.

Cambios en el forzamiento radiativo debido al incremento de las concentraciones de gases de efecto invernadero entre 1765 y 1990 . Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.Figure 2.2, page 55.

Ahora podemos preguntarnos como se comparan estos 0.55 Wm^-2decada^-1 con las fluctuaciones naturales en el forzamiento radiativo. Por ejemplo la luminosidad del sol fluctúa, lo cual causa variaciones en la cantada de energía que la tierra recibe del sol. Seria de utilidad comparar las medidas de estas variaciones con la contribución presente y proyectada debido al reforzamiento de los gases de efecto invernadero.

Comparación del forzamiento del efecto invernadero por fuentes antropicas con la variación del forzamiento radiativo natural.

Otras variaciones naturales se deben a cambios en la órbita de la tierra alrededor del sol, cambios en el radio del sol y efectos de los volcanes.

La variabilidad de los parámetros orbitales de movimiento de la tierra alrededor del sol se reducen por mecanismos internos de retroalimentacion, pero se estima que su efecto es dealrededor de 0.035 Wm^-2decada^-1, lo cual es mucho menos que 0.55 Wm^-2decada^-1 debido a los gases de efecto invernadero de origen antropico. La variabilidad de la radiación total saliente del sol sobre periodos de tiempo cortos (por ejemplo uno anos) es alrededor de 1.4Wm^-2decada^-1 (vease la gráfica adjunta), pero las tendencias de esta variabilidad son cíclicas sobre largos periodos. En promedio en los últimos 100 anos, la variabilidad de la energía toalla saliente del sol ha sido de cerca de 0.1 Wm^-2decada^-1, nuevamente menos que los 0.55 Wm^-2decada^-1.

Irradiancia solar reconstruida de 1874-1988. Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.

Los cambios en el radio del sol y los cambios en las manchas solares también producenuna variabilidad natural del orden de0.1 Wm^-2decada^-1. Un volcán grande libera grandes cantidades de sulfatos y otras partículas que pueden permanecer en la estratosfera entre 1 y 3 anos y producen un enfriamiento global debido a la reflexión de la radiación solar entrante. Esto puede cambiar el forzamiento radiativo entre0.2 to 0.4 Wm^-2decada^-1 para el periodo de tiempo que el polvo permanezca en la estratosfera. Debido a que tales erupciones mayores ocurren solamente una vez por década, su efecto promedio es mucho menos que los 0.55 Wm^-2decada^-1.

Que hay respecto del efecto delcambio en el uso del suelo ? Una Tabla anterior mostraba los diferentes albedos (reflectividades) de los diferentes tipos de superficies. Los humanos han deforestado Europa y los Estados Unidos y están deforestando las áreas tropicales y conviertiendolos en tierras agrícolas. Los humanos también han construido ciudades, eliminado praderas naturales, e instalado sistemas de irrigación para permitir el crecimiento de las plantas en regiones desérticas. Estos cambios antropogenicos han incrementado el albedo del planeta aproximadamente en 0.006 en los últimos 1,000 anos, cambiando el forzamiento radiativo en aproximadamente0.01 Wm^-2decada^-1.

De estas comparaciones se deduce que aparentemente las emisiones humanas de los gases de efecto invernadero han incrementado el forzamiento radiativo del planeta mas allá de lo que lo han hecho las variaciones naturales.

Se ha descubierto recientemente que el dióxido de azufre liberado por la quema del carbón complica los cálculos del impacto de los humanos sobre la temperatura de la superficie del planeta. El dióxido de azufre (SO₂) emitido cuando el carbón se quema se transforma en partículas de sulfato en la atmósfera, el cual refleja la radiación solar al espacio. Cuando las partículas de sulfato se disuelven en las gotas de las nubes, tienden a hacer la nube mas "brillante" y en consecuencia aincrementar la radiación solar reflejada al espacio desde la parte superior de la nube. De esta manera las partículas de sulfato contribuyen directa e indirectamente enfriamiento de la atmósfera superior. Como aprendimosde la discusión del ciclo del azufre, los sulfatos tienen tiempos de vida relativamente cortos en la atmósfera (1-3 semanas). Esto significa que el efecto del enfriamiento de la partículas de sulfato no es global sino que ocurre en las cercanías y vientos abajo de las principales áreas industriales. La magnitud de este efecto sobre un clima regional se piensa que es del mismo orden que el calentamiento debido al forzamiento del efecto invernadero (vease la figura) y que se ha incrementado aproximadamente al mismo ritmo que el calentamiento debido al dióxido de carbono liberado de la quema de carbón

Efecto de los sulfatos sobre el forzamiento radiativo. Adaptado de Houghton, J.T., G.J. Jenkins, J.J. Ephraums, eds, 1990: 1990 Intergovernment Panel on Climate Change, Cambridge University Press.

Los estimativas recientes del efecto de las partículas de sulfato de los aerosoles se muestran en los dosmapas globales que dan el calentamiento debido al dióxido de carbono considerando y sin considerar el enfriamiento por los sulfatos.

Calentamiento global del clima con CO₂ y sulfatos en los aerosoles (A consortium for the Application of Climate Impact Assessments).

Estos aspectos se discutirán en las lecciones sobre moedelamiento del clima

Una de la metas del US Clear Air Acty sus enmiendas (y las acciones comparables en Europa) en los últimos 25 anos es la reducción de las emisiones de azufre de la combustión de carbón. Estos esfuerzos han tenido algún éxito, según se indica en la gráfica siguiente, la cual muestra que la relación de emisiones de azufre a dióxido de carbono han disminuido. El dilema presentado por esta situación es que nuestros esfuerzos para reducir las emisiones de azufre podrían enmascarar el incremento en el calentamiento global debido al incremento del CO₂.

Traducido por Luis Rodrigo Chaparro M.