El presupuesto energético de la Tierra

Concepto de flujos de energía hacia y desde la Tierra

Balance y desequilibrio energético de la Tierra, mostrando a dónde va el exceso de energía: la radiación saliente está disminuyendo debido al aumento de los gases de efecto invernadero en la atmósfera, lo que lleva a un desequilibrio energético de la Tierra de aproximadamente 460 TW. ^[1] También se indica el porcentaje que va a cada dominio del sistema climático .

El balance energético de la Tierra (o balance energético de la Tierra ) es el equilibrio entre la energía que la Tierra recibe del Sol y la energía que la Tierra pierde de vuelta al espacio exterior . Se tienen en cuenta fuentes de energía más pequeñas, como el calor interno de la Tierra, pero hacen una contribución minúscula en comparación con la energía solar. El balance energético también tiene en cuenta cómo se mueve la energía a través del sistema climático . ^{[2] : 2227} El Sol calienta los trópicos ecuatoriales más que las regiones polares . Por lo tanto, la cantidad de irradiancia solar que recibe una determinada región se distribuye de forma desigual. A medida que la energía busca el equilibrio en todo el planeta, impulsa las interacciones en el sistema climático de la Tierra, es decir, el agua , el hielo , la atmósfera , la corteza rocosa y todos los seres vivos de la Tierra . ^{[2] : 2224} El resultado es el clima de la Tierra .

El balance energético de la Tierra depende de muchos factores, como los aerosoles atmosféricos , los gases de efecto invernadero , el albedo de la superficie , las nubes y los patrones de uso del suelo . Cuando los flujos de energía entrante y saliente están en equilibrio, la Tierra está en equilibrio radiativo y el sistema climático será relativamente estable. El calentamiento global ocurre cuando la Tierra recibe más energía de la que devuelve al espacio, y el enfriamiento global tiene lugar cuando la energía saliente es mayor. ^[3]

Múltiples tipos de mediciones y observaciones muestran un desequilibrio de calentamiento desde al menos el año 1970. ^{[4] [5]} La tasa de calentamiento de este evento causado por el hombre no tiene precedentes. ^{[6] : 54} El origen principal de los cambios en la energía de la Tierra son los cambios inducidos por el hombre en la composición de la atmósfera. ^[1] Durante 2005 a 2019, el desequilibrio energético de la Tierra (EEI) promedió alrededor de 460  TW o globalmente0,90 ± 0,15 W/m2 ^. [ ^1]

Se necesita tiempo para que cualquier cambio en el presupuesto energético resulte en cambios significativos en la temperatura superficial global . Esto se debe a la inercia térmica de los océanos , la tierra y la criosfera . ^[7] La ​​mayoría de los modelos climáticos realizan cálculos precisos de esta inercia, los flujos de energía y las cantidades almacenadas.

Definición

El balance energético de la Tierra incluye los "principales flujos de energía relevantes para el sistema climático". ^[2] Estos son "el balance energético de la parte superior de la atmósfera; el balance energético de la superficie; los cambios en el inventario energético global y los flujos internos de energía dentro del sistema climático". ^{[2] : 2227}

Los flujos de energía de la Tierra

La radiación de onda corta entrante proveniente de la parte superior de la atmósfera (TOA) muestra la energía recibida del Sol, tal como se deduce de las mediciones de CERES (26-27 de enero de 2012). Las áreas blancas más brillantes muestran la mayor reflectividad (menor absorción) de energía solar, mientras que las áreas azules más oscuras muestran la mayor absorción.

A pesar de las enormes transferencias de energía hacia y desde la Tierra, esta mantiene una temperatura relativamente constante porque, en conjunto, hay poca ganancia o pérdida neta: la Tierra emite a través de la radiación atmosférica y terrestre (desplazada a longitudes de onda electromagnéticas más largas) al espacio aproximadamente la misma cantidad de energía que recibe a través de la insolación solar (todas las formas de radiación electromagnética).

El origen principal de los cambios en la energía de la Tierra proviene de cambios inducidos por el hombre en la composición de la atmósfera, que ascienden a unos 460 TW o a nivel global.0,90 ± 0,15 W/m2 ^. [ ^1]

Energía solar entrante (radiación de onda corta)

La cantidad total de energía recibida por segundo en la parte superior de la atmósfera terrestre (TOA) se mide en vatios y se obtiene multiplicando la constante solar por el área de la sección transversal de la Tierra correspondiente a la radiación. Como el área de la superficie de una esfera es cuatro veces el área de la sección transversal de una esfera (es decir, el área de un círculo), el flujo TOA promedio global y anual es una cuarta parte de la constante solar y, por lo tanto, aproximadamente 340 vatios por metro cuadrado (W/m2 ⁾ . ^{[8] [9]} Como la absorción varía con la ubicación, así como con las variaciones diurnas, estacionales y anuales, las cifras citadas son promedios de varios años obtenidos a partir de múltiples mediciones satelitales. ^[8]

De los ~340 W/m2 ^de radiación solar que recibe la Tierra, un promedio de ~77 W/m2 ^se refleja de vuelta al espacio por las nubes y la atmósfera y ~23 W/m2 ^se refleja por el albedo de la superficie , lo que deja ~240 W/m2 ^de energía solar en el balance energético de la Tierra. Esta cantidad se denomina radiación solar absorbida (ASR). Implica un valor de aproximadamente 0,3 para el albedo neto medio de la Tierra, también llamado albedo de Bond (A): ^[8]

${\displaystyle ASR=(1-A)\times 340~\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2}\simeq 240~\mathrm {W} ~\mathrm {m} ^{-2}.}$

Radiación de onda larga saliente

Radiación de flujo de onda larga saliente en la parte superior de la atmósfera (26-27 de enero de 2012). La energía térmica irradiada desde la Tierra (en vatios por metro cuadrado) se muestra en tonos de amarillo, rojo, azul y blanco. Las áreas de color amarillo más brillante son las más calientes y emiten la mayor cantidad de energía al espacio, mientras que las áreas de color azul oscuro y las nubes de color blanco brillante son mucho más frías y emiten la menor cantidad de energía.

La energía térmica sale del planeta en forma de radiación de onda larga saliente (OLR). La radiación de onda larga es la radiación térmica electromagnética emitida por la superficie y la atmósfera de la Tierra. La radiación de onda larga se encuentra en la banda infrarroja . Sin embargo, los términos no son sinónimos, ya que la radiación infrarroja puede ser de onda corta o de onda larga . La luz del sol contiene cantidades significativas de radiación infrarroja de onda corta . A veces se utiliza una longitud de onda umbral de 4 micrones para distinguir la radiación de onda larga de la de onda corta.

En general, la energía solar absorbida se convierte en diferentes formas de energía térmica. Parte de la energía solar absorbida por la superficie se convierte en radiación térmica en longitudes de onda en la " ventana atmosférica "; esta radiación puede atravesar la atmósfera sin impedimentos y escapar directamente al espacio, contribuyendo a la OLR. El resto de la energía solar absorbida se transporta hacia arriba a través de la atmósfera mediante una variedad de mecanismos de transferencia de calor, hasta que la atmósfera emite esa energía como energía térmica que puede escapar al espacio, contribuyendo nuevamente a la OLR. Por ejemplo, el calor se transporta a la atmósfera a través de la evapotranspiración y los flujos de calor latente o los procesos de conducción / convección , así como a través del transporte de calor radiativo. ^[8] En última instancia, toda la energía saliente se irradia al espacio en forma de radiación de onda larga.

El transporte de la radiación de onda larga desde la superficie de la Tierra a través de su atmósfera multicapa está regido por ecuaciones de transferencia radiativa, como la ecuación de Schwarzschild para transferencia radiativa (o ecuaciones más complejas si hay dispersión) y obedece la ley de Kirchhoff de radiación térmica .

Un modelo de una capa produce una descripción aproximada de OLR que arroja temperaturas en la superficie (T _s = 288  Kelvin ) y en el medio de la troposfera ( T _a = 242 K) que están cerca de los valores promedio observados: ^[10]

${\displaystyle OLR\simeq \epsilon \sigma T_{\text{a}}^{4}+(1-\epsilon )\sigma T_{\text{s}}^{4}.}$

En esta expresión, σ es la constante de Stefan-Boltzmann y ε representa la emisividad de la atmósfera, que es menor que 1 porque la atmósfera no emite dentro del rango de longitud de onda conocido como ventana atmosférica .

Los aerosoles, las nubes, el vapor de agua y los gases de efecto invernadero contribuyen a un valor efectivo de aproximadamente ε = 0,78 . La fuerte sensibilidad a la temperatura (al cuarto exponente) mantiene un equilibrio casi absoluto entre el flujo de energía saliente y el flujo entrante a través de pequeños cambios en las temperaturas absolutas del planeta .

Aumento del efecto invernadero no nuboso de la Tierra (2000-2022) según datos satelitales.

Vistos desde el espacio que rodea a la Tierra, los gases de efecto invernadero influyen en la emisividad atmosférica del planeta ( ε ). Por lo tanto, los cambios en la composición atmosférica pueden alterar el balance general de radiación. Por ejemplo, un aumento en el atrapamiento de calor por una concentración creciente de gases de efecto invernadero (es decir, un efecto invernadero mejorado ) obliga a una disminución en la OLR y a un desequilibrio energético de calentamiento (restaurador). ^[11] En última instancia, cuando la cantidad de gases de efecto invernadero aumenta o disminuye, las temperaturas superficiales in situ aumentan o disminuyen hasta que la radiación solar absorbida es igual a la radiación de onda larga saliente, o la ASR es igual a la OLR.

Fuentes de calor internas de la Tierra y otros efectos menores

Se estima que el flujo de calor geotérmico del interior de la Tierra es de 47 teravatios (TW) ^[12] y se divide aproximadamente en partes iguales entre el calor radiogénico y el calor que quedó de la formación de la Tierra. Esto corresponde a un flujo promedio de 0,087 W/m2 ^y representa solo el 0,027% del presupuesto total de energía de la Tierra en la superficie, siendo eclipsado por el173 000  TW de radiación solar entrante . ^[13]

La producción humana de energía es aún menor, con un promedio de 18 TW, lo que corresponde a unos 160.000 TW-h estimados para todo el año 2019. ^[14] Sin embargo, el consumo está creciendo rápidamente y la producción de energía con combustibles fósiles también produce un aumento de los gases atmosféricos de efecto invernadero, lo que lleva a un desequilibrio más de 20 veces mayor en los flujos entrantes/salientes que se originan a partir de la radiación solar. ^[15]

La fotosíntesis también tiene un efecto significativo: se estima que 140 TW (o alrededor del 0,08 %) de la energía incidente se captura mediante la fotosíntesis, lo que proporciona energía a las plantas para producir biomasa . ^[16] Un flujo similar de energía térmica se libera a lo largo de un año cuando las plantas se utilizan como alimento o combustible.

En los cálculos se suelen ignorar otras fuentes de energía menores, como la acumulación de polvo interplanetario y el viento solar , la luz de estrellas distintas del Sol y la radiación térmica del espacio. Anteriormente, Joseph Fourier había afirmado que la radiación del espacio profundo era significativa en un artículo que a menudo se cita como el primero sobre el efecto invernadero . ^[17]

Análisis presupuestario

Diagrama de Sankey que ilustra un ejemplo equilibrado del balance energético de la Tierra. El grosor de la línea es linealmente proporcional a la cantidad relativa de energía. ^[18]

En términos más simples, el balance energético de la Tierra está equilibrado cuando el flujo entrante es igual al flujo saliente. Dado que una parte de la energía entrante se refleja directamente, el equilibrio también puede expresarse como la radiación solar (de onda corta) entrante absorbida igual a la radiación de onda larga saliente:

${\displaystyle ASR=OLR.}$

Análisis de flujo interno

Para describir algunos de los flujos internos dentro del presupuesto, supongamos que la insolación recibida en la parte superior de la atmósfera es de 100 unidades (= 340 W/m2 ⁾ , como se muestra en el diagrama de Sankey adjunto. En este ejemplo, se denomina albedo de la Tierra y alrededor de 35 unidades se reflejan directamente de vuelta al espacio: 27 desde la parte superior de las nubes, 2 desde las zonas cubiertas de nieve y hielo y 6 desde otras partes de la atmósfera. Las 65 unidades restantes (ASR = 220 W/m2 ⁾ se absorben: 14 dentro de la atmósfera y 51 por la superficie de la Tierra.

Las 51 unidades que llegan a la superficie y son absorbidas por ella se emiten de vuelta al espacio a través de diversas formas de energía terrestre: 17 directamente irradiadas al espacio y 34 absorbidas por la atmósfera (19 a través del calor latente de vaporización , 9 por convección y turbulencia, y 6 como infrarrojos absorbidos por los gases de efecto invernadero ). Las 48 unidades absorbidas por la atmósfera (34 unidades de energía terrestre y 14 de la insolación) son finalmente irradiadas de vuelta al espacio. Este ejemplo simplificado omite algunos detalles de los mecanismos que recirculan, almacenan y, por lo tanto, conducen a una mayor acumulación de calor cerca de la superficie.

En última instancia, las 65 unidades (17 provenientes del suelo y 48 de la atmósfera) se emiten como OLR. Equilibran aproximadamente las 65 unidades (ASR) absorbidas del sol para mantener una ganancia neta cero de energía por parte de la Tierra. ^[18]

Depósitos de almacenamiento de calor

La creciente acumulación de energía en los componentes oceánicos, terrestres, helados y atmosféricos del sistema climático de la Tierra desde 1960. ^[5]

La tierra, el hielo y los océanos son componentes materiales activos del sistema climático de la Tierra junto con la atmósfera. Tienen una masa y una capacidad térmica mucho mayores y, por lo tanto, una inercia térmica mucho mayor . Cuando la radiación se absorbe directamente o la temperatura de la superficie cambia, la energía térmica fluirá como calor sensible hacia dentro o hacia fuera de la masa de estos componentes a través de procesos de transferencia de calor por conducción/convección . La transformación del agua entre sus estados sólido/líquido/vapor también actúa como fuente o sumidero de energía potencial en forma de calor latente . Estos procesos amortiguan las condiciones de la superficie contra algunos de los rápidos cambios radiativos en la atmósfera. Como resultado, la diferencia entre las temperaturas de la superficie durante el día y la noche es relativamente pequeña. Asimismo, el sistema climático de la Tierra en su conjunto muestra una respuesta lenta a los cambios en el equilibrio de la radiación atmosférica. ^[19]

Los primeros metros de los océanos de la Tierra albergan más energía térmica que toda su atmósfera. ^[20] Al igual que los gases atmosféricos, las aguas fluidas del océano transportan enormes cantidades de esa energía sobre la superficie del planeta. El calor sensible también se mueve hacia dentro y hacia fuera de grandes profundidades en condiciones que favorecen el afloramiento o el hundimiento . ^{[21] [22]}

Más del 90 por ciento de la energía adicional que se ha acumulado en la Tierra debido al calentamiento global en curso desde 1970 se ha almacenado en el océano . ^[20] Aproximadamente un tercio se ha propagado a profundidades por debajo de los 700 metros. La tasa general de crecimiento también ha aumentado durante las últimas décadas, alcanzando cerca de 500 TW (1 W/m2 ⁾ en 2020. ^{[23] [5]} Eso llevó a unos 14  zettajulios  (ZJ) de ganancia de calor para el año, superando los 570  exajulios (=160.000 TW-h ^[14] ) de energía primaria total consumida por los humanos por un factor de al menos 20. ^[15]

Análisis de la velocidad de calentamiento/enfriamiento

En términos generales, los cambios en el equilibrio del flujo energético de la Tierra pueden considerarse como resultado de fuerzas externas (tanto naturales como antropogénicas, radiativas y no radiativas), retroalimentaciones del sistema y variabilidad interna del sistema . ^[24] Dichos cambios se expresan principalmente como cambios observables en la temperatura (T), nubes (C), vapor de agua (W), aerosoles (A), gases de efecto invernadero traza (G), reflectancia de la superficie de la tierra/océano/hielo (S) y como cambios menores en la insolación (I), entre otros posibles factores. La tasa de calentamiento/enfriamiento de la Tierra puede entonces analizarse en marcos temporales seleccionados (Δt) como el cambio neto en energía (ΔE) asociado con estos atributos:

${\displaystyle {\begin{aligned}\Delta E/\Delta t&=(\ \Delta E_{T}+\Delta E_{C}+\Delta E_{W}+\Delta E_{A}+\Delta E_{G}+\Delta E_{S}+\Delta E_{I}+...\ )/\Delta t\\\\&=ASR-OLR.\end{aligned}}}$

Aquí el término ΔE _T , correspondiente a la respuesta de Planck , tiene un valor negativo cuando la temperatura aumenta debido a su fuerte influencia directa en OLR. ^{[25] [23]}

El reciente aumento de los gases de efecto invernadero traza produce un efecto invernadero mejorado y, por lo tanto, un término de forzamiento ΔE _{G positivo. Por el contrario, una gran erupción volcánica (por ejemplo,} Monte Pinatubo 1991 , El Chichón 1982) puede inyectar compuestos que contienen azufre en la atmósfera superior. Las altas concentraciones de aerosoles de azufre estratosférico pueden persistir hasta unos pocos años, lo que produce una contribución de forzamiento negativa a ΔE _A . ^{[26] [27]} Varios otros tipos de emisiones de aerosoles antropogénicos hacen contribuciones tanto positivas como negativas a ΔE _A . Los ciclos solares producen ΔE _I más pequeños en magnitud que los de las tendencias ΔE _G recientes de la actividad humana. ^{[28] [29]}

Los forzamientos climáticos son complejos, ya que pueden producir retroalimentaciones directas e indirectas que intensifican ( retroalimentación positiva ) o debilitan ( retroalimentación negativa ) el forzamiento original. Estos a menudo siguen la respuesta de la temperatura. El vapor de agua tiende como una retroalimentación positiva con respecto a los cambios de temperatura debido a los cambios de evaporación y la relación de Clausius-Clapeyron . Un aumento en el vapor de agua resulta en ΔE _W positivo debido a una mayor mejora del efecto invernadero. Una retroalimentación positiva más lenta es la retroalimentación del albedo del hielo . Por ejemplo, la pérdida de hielo del Ártico debido al aumento de las temperaturas hace que la región sea menos reflectante, lo que lleva a una mayor absorción de energía y tasas de fusión del hielo aún más rápidas, por lo tanto, una influencia positiva en ΔE _S. ^[30] En conjunto, las retroalimentaciones tienden a amplificar el calentamiento o enfriamiento global. [ ^{31] : 94}

Las nubes son responsables de aproximadamente la mitad del albedo de la Tierra y son expresiones poderosas de la variabilidad interna del sistema climático. ^{[32] [33]} También pueden actuar como retroalimentaciones de forzamientos, y podrían ser forzamientos en sí mismas si, por ejemplo, son resultado de la actividad de siembra de nubes . Las contribuciones a ΔE _C varían regionalmente y dependiendo del tipo de nube. Las mediciones de los satélites se recopilan en conjunto con simulaciones de modelos en un esfuerzo por mejorar la comprensión y reducir la incertidumbre. ^[34]

Desequilibrio energético de la Tierra (EEI)

El balance energético de la Tierra (en W/m2 ⁾ determina el clima. Es el balance de la radiación entrante y saliente y se puede medir mediante satélites. El desequilibrio energético de la Tierra es la cantidad de energía "neta absorbida" y aumentó de +0,6 W/m2 ⁽ estimación de 2009 ^[8] ) a más de +1,0 W/m2 ^en 2019. ^[23]

El desequilibrio energético de la Tierra (EEI) se define como "el flujo neto persistente y positivo (hacia abajo) de energía en la parte superior de la atmósfera asociado con el forzamiento del sistema climático por los gases de efecto invernadero". ^{[2] : 2227}

Si el flujo de energía entrante (ASR) de la Tierra es mayor o menor que el flujo de energía saliente (OLR), entonces el planeta ganará (se calentará) o perderá (se enfriará) energía térmica neta de acuerdo con la ley de conservación de la energía :

${\displaystyle EEI\equiv ASR-OLR}$.

El IEE positivo define la tasa general de calentamiento planetario y se expresa normalmente en vatios por metro cuadrado (W/m2 ). Entre 2005 y 2019, el desequilibrio energético de la Tierra fue en promedio de unos 460 TW o, globalmente, de 0,90 ± 0,15 W por m2 ^. [ ^{1 ]}

Cuando el desequilibrio energético de la Tierra (EEI) cambia en una cantidad suficientemente grande, el cambio se puede medir mediante instrumentos basados ​​en satélites en órbita. ^{[27] [35]} Los desequilibrios que no se revierten con el tiempo también impulsarán cambios de temperatura a largo plazo en los componentes atmosféricos, oceánicos, terrestres y de hielo del sistema climático. ^[36] La temperatura, el nivel del mar, la masa de hielo y los cambios relacionados también proporcionan medidas del EEI. ^[5]

Los mayores cambios en el IEE surgen de los cambios en la composición de la atmósfera a causa de las actividades humanas, que interfieren con el flujo natural de energía a través del sistema climático. ^[1]  Los principales cambios se deben al aumento del dióxido de carbono y otros gases de efecto invernadero, que producen calentamiento (IEE positivo) y contaminación. Esta última se refiere a los aerosoles atmosféricos de diversos tipos, algunos de los cuales absorben energía mientras que otros la reflejan y producen enfriamiento (o IEE inferior).  

No es posible (aún) medir la magnitud absoluta de la EEI directamente en la parte superior de la atmósfera, aunque se cree que los cambios observados a lo largo del tiempo por instrumentos basados ​​en satélites son precisos. La única forma práctica de estimar la magnitud absoluta de la EEI es mediante un inventario de los cambios en la energía en el sistema climático. El mayor de estos depósitos de energía es el océano. ^[1]

Evaluaciones de inventarios de energía

El contenido de calor planetario que reside en el sistema climático se puede calcular a partir de la capacidad térmica, la densidad y las distribuciones de temperatura de cada uno de sus componentes. En la actualidad, se han realizado muestreos y seguimientos razonables de la mayoría de las regiones, con la excepción más significativa de las profundidades oceánicas. ^[38]

Representación esquemática del exceso de calor y desequilibrio energético de la Tierra durante dos períodos recientes. ^[5]

También se han calculado estimaciones de la magnitud absoluta del IEE utilizando los cambios de temperatura medidos durante intervalos de tiempo de varias décadas recientes. Para el período de 2006 a 2020, el IEE fue de aproximadamente+0,76 ± 0,2 W/m ² y mostró un aumento significativo por encima de la media de+0,48 ± 0,1 W/m ² para el periodo 1971 a 2020. ^[5]

El IEE ha sido positivo porque las temperaturas han aumentado en casi todas partes durante más de 50 años. La temperatura superficial global (TSG) se calcula promediando las temperaturas medidas en la superficie del mar junto con las temperaturas del aire medidas sobre la tierra. Datos confiables que se remontan al menos a 1880 muestran que la TGS ha experimentado un aumento constante de aproximadamente 0,18 °C por década desde aproximadamente el año 1970. ^[39]

Las aguas oceánicas son absorbentes especialmente eficaces de la energía solar y tienen una capacidad térmica total mucho mayor que la atmósfera. ^[40] Los buques y estaciones de investigación han muestreado las temperaturas del mar en profundidad y en todo el mundo desde antes de 1960. Además, después del año 2000, una red en expansión de casi 4000 flotadores robóticos Argo ha medido la anomalía de temperatura, o equivalentemente el cambio del contenido de calor del océano (ΔOHC). Desde al menos 1990, el OHC ha aumentado a un ritmo constante o acelerado. ΔOHC representa la mayor parte de EEI ya que los océanos hasta ahora han absorbido más del 90% del exceso neto de energía que ingresa al sistema a lo largo del tiempo (Δt): ^{[41] [42]}

${\displaystyle EEI\gtrsim \Delta OHC/\Delta t}$.

La corteza exterior de la Tierra y las regiones cubiertas de gruesos hielos han absorbido relativamente poco del exceso de energía. Esto se debe a que el exceso de calor en sus superficies fluye hacia el interior únicamente por medio de conducción térmica y, por lo tanto, penetra solo unas decenas de centímetros en el ciclo diario y solo unas decenas de metros en el ciclo anual. ^[43] Gran parte de la absorción de calor se destina a derretir el hielo y el permafrost o a evaporar más agua de los suelos.

Mediciones en la parte superior de la atmósfera (TOA)

Varios satélites miden la energía absorbida e irradiada por la Tierra y, por tanto, deducen el desequilibrio energético. Estos satélites están situados en la parte superior de la atmósfera (TOA) y proporcionan datos que abarcan todo el globo. El proyecto Earth Radiation Budget Experiment (ERBE) de la NASA incluía tres satélites de este tipo: el Earth Radiation Budget Satellite (ERBS), lanzado en octubre de 1984; el NOAA-9, lanzado en diciembre de 1984; y el NOAA-10, lanzado en septiembre de 1986. ^[44]

El aumento del desequilibrio energético de la Tierra a partir de mediciones satelitales e in situ (2005-2019). Una tasa de +1,0 W/m2 ^sumada sobre la superficie del planeta equivale a una absorción continua de calor de unos 500  teravatios (~0,3 % de la radiación solar incidente). ^{[23] [45]}

Los instrumentos del Sistema de Energía Radiante de la Tierra y las Nubes (CERES) de la NASA forman parte de su Sistema de Observación de la Tierra (EOS) desde marzo de 2000. CERES está diseñado para medir tanto la radiación solar reflejada (longitud de onda corta) como la radiación emitida por la Tierra (longitud de onda larga). ^[46] Los datos de CERES mostraron aumentos en EEI desde+0,42 ± 0,48 W/m ² en 2005 a+1,12 ± 0,48 W/m2 ^en 2019. Los factores que contribuyeron incluyeron más vapor de agua, menos nubes, aumento de los gases de efecto invernadero y disminución del hielo que se compensaron parcialmente con el aumento de las temperaturas. ^{[23] [45]} La investigación posterior del comportamiento utilizando el modelo climático GFDL CM4/AM4 concluyó que había una probabilidad menor del 1 % de que la variabilidad climática interna por sí sola causara la tendencia. ^[47]

Otros investigadores han utilizado datos de CERES, AIRS , CloudSat y otros instrumentos de EOS para buscar tendencias de forzamiento radiativo incluidas en los datos de EEI. Su análisis mostró un aumento del forzamiento+0,53 ± 0,11 W/m2 ^entre los años 2003 y 2018. Alrededor del 80% del aumento se asoció con la creciente concentración de gases de efecto invernadero que redujeron la radiación de onda larga saliente. ^{[48] [49] [50]}

Otras mediciones satelitales, incluidos los datos TRMM y CALIPSO, han indicado precipitaciones adicionales, sostenidas por el aumento de energía que sale de la superficie a través de la evaporación (el flujo de calor latente), lo que compensa parte del aumento del flujo de efecto invernadero de onda larga hacia la superficie. ^[51]

Cabe señalar que las incertidumbres de calibración radiométrica limitan la capacidad de la generación actual de instrumentos basados ​​en satélites, que por lo demás son estables y precisos . Como resultado, los cambios relativos en el EEI son cuantificables con una precisión que no se puede lograr con ninguna medición individual del desequilibrio absoluto. ^{[52] [53]}

Levantamientos geodésicos e hidrográficos

Estimaciones del calentamiento de la Tierra a partir de una combinación de altimetría espacial y gravimetría espacial . ^[54]

Las observaciones realizadas desde 1994 muestran que el hielo se ha retirado de todas las partes de la Tierra a un ritmo acelerado. ^[55] El nivel medio global del mar también ha aumentado como consecuencia del derretimiento del hielo en combinación con el aumento general de las temperaturas oceánicas. ^[56] Estos cambios han contribuido a cambios mensurables en la forma geométrica y la gravedad del planeta.

Los cambios en la distribución de la masa de agua dentro de la hidrosfera y la criosfera se han deducido utilizando observaciones gravimétricas realizadas con los instrumentos del satélite GRACE . Estos datos se han comparado con la topografía de la superficie del océano y otras observaciones hidrográficas utilizando modelos computacionales que tienen en cuenta la expansión térmica, los cambios de salinidad y otros factores. Las estimaciones obtenidas de este modo para ΔOHC y EEI han concordado con las otras evaluaciones (en su mayoría) independientes dentro de las incertidumbres. ^{[54] [57]}

Importancia como métrica del cambio climático

Los científicos del clima Kevin Trenberth , James Hansen y sus colegas han identificado el seguimiento del desequilibrio energético de la Tierra como una métrica importante para ayudar a los responsables de las políticas a orientar el ritmo de las medidas de mitigación y adaptación . Debido a la inercia del sistema climático , las tendencias del desequilibrio energético de la Tierra (EEI) a largo plazo pueden pronosticar cambios futuros que están "en camino". ^{[36] [58] [59]}

Los científicos descubrieron que el IEE es la métrica más importante relacionada con el cambio climático. Es el resultado neto de todos los procesos y retroalimentaciones que intervienen en el sistema climático. ^[1] Saber cuánta energía adicional afecta a los sistemas meteorológicos y a las precipitaciones es vital para comprender el aumento de los fenómenos meteorológicos extremos. ^[1]

En 2012, los científicos de la NASA informaron que para detener el calentamiento global, la concentración atmosférica de CO2 _tendría que reducirse a 350 ppm o menos, suponiendo que todos los demás factores climáticos se fijaran. ^[60] A partir de 2020, el CO2 atmosférico _alcanzó 415 ppm y todos los gases de efecto invernadero de larga duración superaron una concentración equivalente de CO2 de 500 ppm debido al continuo crecimiento de las emisiones humanas. ^[61]

Véase también

• Ciclo energético de Lorenz
• Temperatura de equilibrio planetario
• Sensibilidad climática
• Puntos de inflexión en el sistema climático
• Portal del cambio climático

Referencias

1. Trenberth, Kevin E; Cheng, Lijing (1 de septiembre de 2022). "Una perspectiva sobre el cambio climático desde el desequilibrio energético de la Tierra". Investigación ambiental: clima . 1 (1): 013001. doi : 10.1088/2752-5295/ac6f74 . ISSN  2752-5295. El texto fue copiado de esta fuente, que está disponible bajo una Licencia Creative Commons Atribución 4.0 Internacional
2. IPCC, 2021: Anexo VII: Glosario [Matthews, JBR, V. Möller, R. van Diemen, JS Fuglestvedt, V. Masson-Delmotte, C. Méndez, S. Semenov, A. Reisinger (eds.)]. En Cambio climático 2021: la base científica física. Contribución del Grupo de trabajo I al sexto informe de evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, SL Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, MI Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, JBR Matthews, TK Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu y B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, Reino Unido y Nueva York, NY, EE. UU., págs. 2215–2256, doi:10.1017/9781009157896.022.
3. "El clima y el presupuesto energético de la Tierra". earthobservatory.nasa.gov . 14 de enero de 2009 . Consultado el 5 de agosto de 2019 .
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Enlaces externos

• NASA: El presupuesto energético de la atmósfera
• Las nubes y el sistema de energía radiante de la Tierra (CERES)
• Proyecto de presupuesto de radiación superficial (SRB) de la NASA/GEWEX