Forzamiento de nubes

En meteorología, forzamiento de las nubes, forzamiento radiativo de las nubes (CRF) o efecto radiativo de las nubes (CRE) es la diferencia entre los componentes del presupuesto de radiación para condiciones de nubes promedio y condiciones sin nubes. Gran parte del interés en el forzamiento de nubes se relaciona con su papel como proceso de retroalimentación en el período actual de calentamiento global.

Esta imagen representa los efectos de las nubes dispersando la radiación de onda corta entrante del sol. Esto tiende a resultar en el enfriamiento general de la Tierra durante el día, así como en general (porque la pérdida de energía causada por la cubierta de la nube es más significativa que la ganancia descrita en la imagen de abajo).

Esta imagen muestra los efectos de las nubes absorbiendo rayos de onda larga emitidos desde la Tierra, que luego son reemitidos de vuelta a la superficie. Esto tiende a resultar en el calentamiento general de la Tierra durante la noche.

Medición del forzamiento de nubes

La siguiente ecuación calcula este cambio en el balance de radiación en la parte superior de la atmósfera

Δ Δ RTOA=RAverage− − RClear{displaystyle Delta R_{toA}=R_{Average}-R_{Clear}

El efecto radiativo neto de la nube se puede descomponer en sus componentes de onda larga y onda corta. Esto se debe a que la radiación neta es solar absorbida menos la radiación de onda larga saliente que se muestra en las siguientes ecuaciones

Δ Δ RTOA=Δ Δ Qabs− − Δ Δ OLR{displaystyle Delta R_{TOA}=Delta Q_{abs}-Delta OLR}

El primer término a la derecha es el efecto de nube de onda corta (Q_abs) y el segundo es el efecto de onda larga (OLR).

El efecto de nube de onda corta se calcula mediante la siguiente ecuación

Δ Δ Qabs=()So/4)⋅ ⋅ ()1− − α α cloudSí.)− − ()So/4)⋅ ⋅ ()1− − α α clear){displaystyle Delta Q_{abs}=(S_{o}/4)cdot (1-alpha _{cloudy})-(S_{o}/4)cdot (1-alpha _{clear})}}

Donde S_o es la constante solar, ∝_nublado es el albedo con nubes y ∝_claro es el albedo en un día claro.

El efecto de onda larga se calcula mediante la siguiente ecuación

Δ Δ OLR=σ σ Tz4− − Fclearup{displaystyle Delta OLR=sigma T_{z} {4}-F_{clear} {up}

Donde σ es la constante de Stefan-Boltzmann, T es la temperatura a la altura dada y F es el flujo ascendente en condiciones despejadas.

Al juntar todas estas piezas, la ecuación final se convierte en

Δ Δ RTOA=()So/4)⋅ ⋅ ()()1− − α α cloudSí.)− − ()1− − α α clear))− − σ σ Tz4+Fclearup{displaystyle Delta R_{TOA}=(S_{o}/4)cdot ((1-alpha _{cloudy})-(1-alpha _{clear})-sigma ¿Qué?

Efectos actuales del forzamiento de nubes

Todos los modelos climáticos globales utilizados para las proyecciones del cambio climático incluyen los efectos del vapor de agua y el forzamiento de las nubes. Los modelos incluyen los efectos de las nubes en la radiación entrante (solar) y emitida (terrestre).

Las nubes aumentan la reflexión global de la radiación solar del 15 % al 30 %, reduciendo la cantidad de radiación solar absorbida por la Tierra en unos 44 W/m². Este enfriamiento se ve compensado en parte por el efecto invernadero de las nubes, que reduce la radiación de onda larga saliente en unos 31 W/m². Por lo tanto, el forzamiento neto de la nube del balance de radiación es una pérdida de aproximadamente 13 W/m². Si se eliminaran las nubes y todo lo demás permaneciera igual, la Tierra ganaría esta última cantidad en radiación neta y comenzaría a calentarse.

Estas cifras no deben confundirse con el concepto habitual de forzamiento radiativo, que corresponde al cambio en el forzamiento relacionado con el cambio climático.

Sin la inclusión de las nubes, el vapor de agua por sí solo contribuye entre el 36 % y el 70 % del efecto invernadero en la Tierra. Cuando el vapor de agua y las nubes se consideran juntos, la contribución es del 66 % al 85 %. Los rangos surgen porque hay dos formas de calcular la influencia del vapor de agua y las nubes: los límites inferiores son la reducción del efecto invernadero si el vapor de agua y las nubes se eliminan de la atmósfera, dejando todos los demás gases de efecto invernadero. gases sin cambios, mientras que los límites superiores son el efecto invernadero introducido si se añade vapor de agua y nubes a una atmósfera sin otros gases de efecto invernadero. Los dos valores difieren debido a la superposición en la absorción y emisión de los diversos gases de efecto invernadero. El atrapamiento de la radiación de onda larga debido a la presencia de nubes reduce el forzamiento radiativo de los gases de efecto invernadero en comparación con el forzamiento del cielo despejado. Sin embargo, la magnitud del efecto debido a las nubes varía para los diferentes gases de efecto invernadero. En relación con cielos despejados, las nubes reducen el forzamiento radiativo medio global debido al CO2 en aproximadamente un 15 %, el debido al CH4 y el N2O en aproximadamente un 20 % y el debido a los halocarbonos hasta en un 30 %. Las nubes siguen siendo una de las mayores incertidumbres en las proyecciones futuras del cambio climático de los modelos climáticos globales, debido a la complejidad física de los procesos de las nubes y la pequeña escala de las nubes individuales en relación con el tamaño de la cuadrícula computacional del modelo.