Forzamiento radiativo

forzamiento radiativo (o forzamiento climático) es el cambio en el flujo de energía en la atmósfera causado por factores naturales o antropogénicos del cambio climático, medido en vatios por metro cuadrado. Es un concepto científico utilizado para cuantificar y comparar los impulsores externos del cambio en el equilibrio energético de la Tierra. Estos factores externos se distinguen de las retroalimentaciones climáticas y la variabilidad interna, que también influyen en la dirección y magnitud del desequilibrio.

El forzamiento radiativo positivo significa que la Tierra recibe más energía de la luz solar de la que irradia al espacio. Esta ganancia neta de energía provocará calentamiento. Por el contrario, el forzamiento radiativo negativo significa que la Tierra pierde más energía en el espacio de la que recibe del Sol, lo que produce un enfriamiento. Un planeta en equilibrio radiativo con su estrella madre y el resto del espacio puede caracterizarse por un forzamiento radiativo neto cero y por una temperatura de equilibrio planetario.

El forzamiento radiativo en la Tierra se evalúa significativamente en la tropopausa y en la cima de la estratosfera. Se cuantifica en unidades de vatios por metro cuadrado y, a menudo, se resume como un promedio de la superficie total del globo. El forzamiento radiativo varía con la insolación solar, el albedo de la superficie y las concentraciones atmosféricas de gases radiactivamente activos (comúnmente conocidos como gases de efecto invernadero) y aerosoles.

Balance de radiación

Casi toda la energía que afecta el clima de la Tierra se recibe como energía radiante del Sol. El planeta y su atmósfera absorben y reflejan parte de la energía, mientras que la energía de onda larga se irradia de regreso al espacio. El equilibrio entre la energía absorbida y la irradiada determina la temperatura global promedio. Debido a que la atmósfera absorbe parte de la energía de onda larga reirradiada, el planeta es más cálido de lo que sería en ausencia de la atmósfera: ver efecto invernadero.

El equilibrio de la radiación se ve alterado por factores como la intensidad de la energía solar, la reflectividad de las nubes o los gases, la absorción por diversos gases o superficies de efecto invernadero y la emisión de calor por diversos materiales. Cualquier alteración de este tipo es un forzamiento radiativo que, junto con sus retroalimentaciones, en última instancia cambia el equilibrio. Esto sucede continuamente a medida que la luz del sol incide sobre la superficie, se forman nubes y aerosoles, las concentraciones de gases atmosféricos varían y las estaciones alteran la cobertura del suelo.

Definición

El forzamiento radiativo se define como:

El forzamiento radiativo es una medida de la influencia que un factor tiene para alterar el equilibrio de la energía entrante y saliente en el sistema de la atmósfera terrestre y es un índice de la importancia del factor como mecanismo potencial de cambio climático. En este informe los valores de forzamiento radiativo son para cambios relativos a las condiciones preindustriales definidas en 1750 y se expresan en Watts [sic] por metro cuadrado (W/m²).

En términos simples, el forzamiento radiativo es "...la tasa de cambio de energía por unidad de área del globo medida en la parte superior de la atmósfera". En el contexto del cambio climático, el término "forzar" se limita a cambios en el equilibrio de radiación del sistema superficie-troposfera impuestos por factores externos, sin cambios en la dinámica estratosférica, sin retroalimentaciones superficiales y troposféricas en operación (es decir, sin efectos secundarios inducidos debido a cambios en los movimientos troposféricos o su estado termodinámico), y no hay cambios inducidos dinámicamente en la cantidad y distribución del agua atmosférica (formas de vapor, líquido y sólido).

Estimaciones básicas

El forzamiento radiativo se puede evaluar por su dependencia de diferentes factores externos al sistema climático. Excepto cuando sea necesario y se indique lo contrario, las estimaciones básicas que siguen no incluyen retroalimentaciones indirectas (positivas o negativas) que también ocurren a través de las respuestas del sistema terrestre. Los forzamientos (ΔF) se expresan como cambios en la superficie total del planeta y en un intervalo de tiempo específico. Las estimaciones pueden ser significativas en el contexto del forzamiento climático global durante períodos que abarcan décadas o más.

Forzamiento debido a cambios en la irradiancia solar

La intensidad de la irradiancia solar, incluidas todas las longitudes de onda, es la irradiancia solar total (TSI) 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 medido en la parte superior de la atmósfera. La TSI de la Tierra varía tanto con la actividad solar como con la dinámica orbital planetaria. Múltiples instrumentos satelitales, incluidos ERB, ACRIM 1-3, VIRGO y TIM, han medido continuamente TSI con mayor exactitud y precisión desde 1978.

Tierra aproximada como esfera, área transversal expuesta al Sol (${textstyle pi r^{2}$) es igual a un cuarto de la superficie del planeta (${textstyle 4pi r^{2}$). La cantidad promedio mundial y anual de radiación 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 ${textstyle I_{0}=340~mathrm {W} ~mathrm {m} {-2}$.

Ciclos anuales

La Tierra sigue una órbita elíptica alrededor del Sol, de modo que la TSI recibida en cualquier caso fluctúa entre aproximadamente 1321 W m⁻² (en el afelio a principios de julio) y 1412 W m^{−2< /sup> (en el perihelio a principios de enero), o por lo tanto alrededor de ±3,4% durante cada año. 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. Estos ciclos repetitivos contribuyen a un forzamiento neto cero (por definición) en el contexto de cambios climáticos que duran décadas.}

Actividad de las manchas solares

El TSI anual promedio varía entre aproximadamente 1360 W m⁻² y 1362 W m⁻² (±0,05%) en el transcurso de una actividad típica de manchas solares de 11 años. ciclo. Las observaciones de manchas solares se han registrado desde aproximadamente el año 1600 y muestran evidencia de oscilaciones más prolongadas (ciclo de Gleissberg, ciclo de Devries/Seuss, etc.) que modulan el ciclo de 11 años (ciclo de Schwabe). A pesar de un comportamiento tan complejo, la amplitud del ciclo de 11 años ha sido la variación más destacada a lo largo de este registro de observación a largo plazo.

Las variaciones del TSI asociadas con las manchas solares contribuyen a un forzamiento neto pequeño pero distinto de cero en el contexto de cambios climáticos decenales. Algunas investigaciones sugieren que pueden haber influido en parte en los cambios climáticos durante la Pequeña Edad del Hielo, junto con cambios simultáneos en la actividad volcánica y la deforestación. Desde finales del siglo XX, el TSI promedio ha tendido ligeramente a la baja junto con una tendencia a la baja en la actividad de las manchas solares.

Cambios de Milankovitch

El forzamiento climático causado por variaciones en la irradiancia solar se ha producido 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 (o elipticidad) orbital de la Tierra, ciclos en su oblicuidad orbital (o inclinación axial) y precesión de su dirección de inclinación relativa. Entre estos, el ciclo de excentricidad de 100.000 años hace que el TSI fluctúe aproximadamente ±0,2%. Actualmente, la excentricidad de la Tierra se está acercando a su punto menos elíptico (más circular), lo que provoca que el TSI anual promedio disminuya muy lentamente. Las simulaciones también indican que la dinámica orbital de la Tierra permanecerá estable, incluidas estas variaciones, durante al menos los próximos 10 millones de años.

Envejecimiento solar

El Sol ha consumido aproximadamente la mitad de su combustible de hidrógeno desde que se formó hace aproximadamente 4.500 millones de años. El TSI seguirá aumentando lentamente durante el proceso de envejecimiento a un ritmo de aproximadamente el 1% cada 100 millones de años. Esta tasa de cambio es demasiado pequeña para ser detectable mediante mediciones y es insignificante en escalas de tiempo humanas.

Resumen de forzados TSI

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

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

donde R=0,30 es la reflectividad de la Tierra. Se espera que los forzamientos radiativos y climáticos que surgen de los cambios en la insolación del Sol sigan siendo menores, a pesar de cierta física solar aún no descubierta.

Forzamiento debido a cambios en el albedo

Una fracción de la radiación solar incidente se refleja en nubes y aerosoles, océanos y accidentes geográficos, nieve y hielo, vegetación y otras características superficiales naturales y artificiales. La 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%).

Los componentes atmosféricos contribuyen aproximadamente a las tres cuartas partes del albedo de la Tierra, y las nubes por sí solas son responsables de la mitad. El papel pronunciado de las nubes y del vapor de agua está relacionado con la presencia mayoritaria de agua líquida que cubre la corteza del planeta. Los patrones globales en la formación y circulación de nubes son fenómenos muy complejos con acoplamientos a los flujos de calor del océano y con corrientes en chorro que ayudan a su rápido transporte. Además, se ha observado que los albedos de los hemisferios norte y sur de la Tierra son esencialmente iguales (dentro del 0,2%). Esto es digno de mención ya que más de dos tercios de la tierra y el 85% de la población humana se distribuyen al norte.

Varios instrumentos satelitales, incluidos MODIS, VIIR y CERES, han monitoreado continuamente el albedo de la Tierra desde 1998. Las imágenes Landsat disponibles desde 1972 también se han utilizado en algunos estudios. 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 reciente década de influencia del albedo planetario. Sin embargo, el registro de datos existente aún es demasiado corto para respaldar predicciones a más largo plazo o abordar otras cuestiones relacionadas.

Ciclos anuales

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

Variabilidad interanual

Los albedos regionales cambian de año en año debido a cambios que surgen de procesos naturales, acciones humanas y retroalimentación del sistema. Por ejemplo, los actos humanos de deforestación suelen aumentar la reflectividad de la Tierra, mientras que la introducción del almacenamiento de agua y el riego en tierras áridas puede reducirla. Del mismo modo, considerando las retroalimentaciones, la pérdida de hielo en las regiones árticas disminuye el albedo, mientras que la expansión de la 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. 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.

Resumen de forzamiento de albedo

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

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

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. En escalas de tiempo más largas, es más incierto si el forzamiento neto que resulta de tales cambios externos seguirá siendo menor.

Forzamiento debido a cambios en el gas atmosférico

Para un gas de efecto invernadero bien mezclado, se pueden utilizar códigos de transferencia radiativa que examinan cada línea espectral en busca de condiciones atmosféricas para calcular el forzamiento ΔF en función de un cambio en su concentración. Estos cálculos se pueden simplificar en una formulación algebraica que sea específica para ese gas.

Dióxido de carbono

Una expresión simplificada de aproximación de primer orden para el dióxido de carbono (CO₂) es:

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

donde C₀ es una concentración de referencia en partes por millón (ppm) por volumen y ΔC es el cambio de concentración en ppm. A efectos de algunos estudios (por ejemplo, sensibilidad climática), C₀ se toma como la concentración anterior a cambios antropogénicos sustanciales y tiene un valor de 278 ppm estimado para el año. 1750.

La carga atmosférica de los gases de efecto invernadero debido a la actividad humana ha crecido especialmente rápidamente durante las últimas décadas (desde 1950). Para CO₂, el aumento del 50% (C/C₀ = 1,5) realizado a partir del año 2020 desde 1750 corresponde a un acumulativo ${textstyle Delta F=+2.17~mathrm {W} ~mathrm {m} {-2}$. Asumiendo que no haya cambios en la trayectoria de crecimiento de las emisiones, una duplicación (C/C₀ = 2) dentro de las próximas décadas correspondería a un acumulativo ${textstyle Delta F=+3.71~mathrm {W} ~mathrm {m} {-2}$.

La relación entre CO₂ y el forzamiento radiativo es logarítmica en concentraciones de hasta aproximadamente ocho veces el valor actual. Por tanto, los aumentos constantes de concentración tienen un efecto de calentamiento progresivamente menor. Sin embargo, la aproximación de primer orden es inexacta en concentraciones más altas y no hay saturación en la absorción de radiación infrarroja por parte del CO₂.

Otros gases traza

Se aplican fórmulas algo diferentes para otros gases traza de efecto invernadero como el metano y N2O (dependencia de raíz cuadrada) o CFC (lineal), con coeficientes que se pueden encontrar, por ejemplo en los informes del IPCC. Un estudio del año 2016 sugiere una revisión significativa de la fórmula del IPCC sobre metano. Los forzamientos de los gases traza más influyentes en la atmósfera de la Tierra se incluyen en la sección que describe las tendencias de crecimiento recientes y en la lista de gases de efecto invernadero del IPCC.

Vapor de agua

El vapor de agua es el principal gas de efecto invernadero de la Tierra y actualmente es responsable de aproximadamente la mitad de todo el forzamiento de gases atmosféricos. Su concentración atmosférica general 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 (ver también: relación Clausius-Clapeyron). Así, en escalas de tiempo largas, el vapor de agua se comporta como un sistema de retroalimentación que amplifica el forzamiento radiativo impulsado por el crecimiento de dióxido de carbono y otros gases traza.

Tendencias de crecimiento recientes

El forzamiento radiativo (influencia de calentamiento) de gases de efecto invernadero atmosférico de larga vida casi se ha duplicado desde 1979.

El crecimiento de la era industrial en la concentración de CO2-equivalente de gas y AGGI desde el año 1750.

El crecimiento anual del forzamiento general de gas se ha mantenido estable cerca del 2% desde 1979.

El forzamiento radiativo puede ser una forma útil de comparar la creciente influencia del calentamiento de diferentes gases de efecto invernadero antropogénicos a lo largo del tiempo. La tabla y las figuras siguientes (obtenidas por investigadores de la NOAA a partir de modelos de transferencia radiativa atmosférica) muestran cambios desde el año 1979 en el forzamiento radiativo de los gases de efecto invernadero, de larga vida y bien mezclados, que han ido aumentando en la atmósfera terrestre desde el revolución industrial. La tabla incluye las contribuciones directas al forzamiento del dióxido de carbono (CO₂), metano (CH< sup style="font-size:inherit;line-height:inherit;vertical-align:baseline">
₄), óxido nitroso (N
₂O); clorofluorocarbonos (CFC) 12 y 11; y otros quince gases halogenados. Estos datos no incluyen las contribuciones significativas al forzamiento de gases o aerosoles de vida más corta y peor mezclados; incluidos los forzamientos indirectos de la desintegración del metano y algunos halógenos. Tampoco tienen en cuenta los cambios en la actividad terrestre o solar.

Forzamiento radiativo mundial (en relación con 1750, en ${displaystyle ~mathrm {W} ~mathrm {m} {-2}$), Co2-equivallent mixing ratio, and the Annual Greenhouse Gas Index (AGGI) since 1979

Año	CO2	CH 4	N 2O	CFC	HCFC	HFC	Total	CO2-eq ppm	AGGI 1990 = 1	AGGI % cambio
1979	1.027	0.406	0.104	0.154	0,008	0,001	1.700	382	0,7585
1980	1.060	0.413	0.104	0.163	0,009	0,001	1.749	386	0.808	2.3
1981	1.079	0.420	0.107	0.172	0,009	0,001	1.788	388	0.825	1.8
1982	1.091	0.426	0.111	0.180	0,010	0,001	1.819	391	0.840	1,5
1983	1.117	0.429	0.113	0.190	0,011	0,001	1.861	394	0.859	1.9
1984	1.141	0.432	0.116	0.198	0,012	0,002	1.901	397	0.878	1.9
1985	1.164	0.437	0.118	0,208	0,013	0,002	1.941	400	0.896	1.8
1986	1.185	0.442	0.121	0.219	0,014	0,002	1.983	403	0.916	1.9
1987	1.212	0.447	0.120	0,230	0,015	0,002	2.026	406	0.936	2.0
1988	1.250	0.451	0.122	0.244	0,016	0,002	2.085	411	0.963	2.7
1989	1.274	0.455	0.126	0.254	0,017	0,002	2.130	414	0.984	2.1
1990	1.294	0.459	0.129	0,263	0,018	0,003	2.166	417	1.000	1.6
1991	1.314	0.463	0.131	0,270	0,020	0,003	2.201	419	1.016	1.6
1992	1.325	0.467	0.133	0.276	0,021	0,003	2.226	421	1.028	1.2
1993	1.336	0.467	0.134	0.279	0,022	0,004	2.241	423	1.035	0.7
1994	1.358	0.470	0.136	0,280	0,024	0,004	2.271	425	1.049	1.4
1995	1.385	0.472	0.136	0.281	0,025	0,004	2.305	428	1.064	1.6
1996	1.412	0.473	0.139	0.282	0,027	0,005	2.338	430	1.079	1,5
1997	1.428	0.474	0.142	0.282	0,028	0,006	2.360	432	1.090	1.0
1998	1.467	0.478	0.144	0.282	0,029	0,006	2.407	436	1.111	2.2
1999	1.497	0.481	0.147	0.281	0,031	0,007	2.445	439	1.129	1.8
2000	1.515	0.481	0.151	0.281	0,032	0,008	2.468	441	1.140	1.1
2001	1.538	0.480	0,153	0,280	0,034	0,009	2.494	443	1.152	1.2
2002	1.567	0.481	0.155	0.279	0,035	0,010	2.527	446	1.167	1,5
2003	1.603	0.483	0.157	0,278	0,037	0,011	2.569	449	1.186	1.9
2004	1.630	0.483	0.159	0.276	0,038	0,012	2.598	452	1.200	1.3
2005	1.657	0.482	0.162	0,275	0,039	0,014	2.629	454	1.214	1.4
2006	1.688	0.482	0.165	0.274	0,041	0,015	2.664	457	1.230	1.6
2007	1.713	0.484	0.167	0.272	0,043	0,017	2.695	460	1.244	1.4
2008	1.743	0.486	0.170	0,270	0,045	0,018	2.731	463	1.261	1.7
2009	1.763	0.489	0.172	0,268	0,046	0,020	2.758	465	1.273	1.2
2010	1.794	0.491	0.174	0.266	0,048	0,021	2.795	469	1.290	1.7
2011	1.820	0.492	0.178	0,264	0,050	0,023	2.827	472	1.305	1,5
2012	1.848	0.494	0.181	0,263	0,051	0,025	2.860	475	1.321	1,5
2013	1.884	0.496	0.183	0.261	0,052	0,026	2.903	478	1.341	2.0
2014	1.911	0.499	0.187	0,259	0,053	0,028	2.938	481	1.357	1.6
2015	1.942	0.504	0.190	0,257	0,054	0,030	2.978	485	1.375	1.8
2016	1.988	0.507	0.193	0,256	0,055	0,032	3.031	490	1.400	2.5
2017	2.016	0,599	0.195	0.254	0,056	0,035	3.065	493	1.415	1.6
2018	2.047	0.512	0,199	0,253	0,057	0,037	3.104	497	1.433	1.8
2019	2.079	0.516	0.202	0.250	0,057	0,039	3.144	500	1.452	1.8
2020	2.111	0,520	0,206	0,248	0,057	0,041	3.183	504	1.470	1.8
2021	2.140	0.526	0.210	0,246	0,058	0,044	3.222	508	1.488	1.8

Estos datos muestran que el CO₂ domina el forzamiento total, mientras que el metano y los clorofluorocarbonos (CFC) se convierten en contribuyentes relativamente menores. al forzamiento total en el tiempo. Los cinco principales gases de efecto invernadero representan alrededor del 96% del forzamiento radiativo directo provocado por los aumentos de gases de efecto invernadero de larga duración desde 1750. El 4% restante lo aportan los 15 gases halogenados menores.

Se puede observar que el forzamiento total para el año 2016, 3,027 W m⁻², junto con el valor comúnmente aceptado del parámetro de sensibilidad climática λ, 0,8 K /(W m^{− 2}), da como resultado un aumento de la temperatura global de 2,4 K, mucho mayor que el aumento observado, alrededor de 1,2 K. Parte de esta diferencia se debe al retraso en que la temperatura global alcanza un estado estable con el forzamiento. El resto de la diferencia se debe al forzamiento negativo de los aerosoles (compárese con los efectos climáticos de las partículas), siendo la sensibilidad climática menor que el valor comúnmente aceptado, o alguna combinación de ambos.

La tabla también incluye un "Índice anual de gases de efecto invernadero" (AGGI), que se define como la relación entre el forzamiento radiativo directo total debido a los gases de efecto invernadero de larga vida para cualquier año para el cual existen mediciones globales adecuadas y el que estaba presente en 1990. Se eligió 1990 porque es el año de referencia para el Protocolo de Kioto. Este índice es una medida de los cambios interanuales en las condiciones que afectan la emisión y absorción de dióxido de carbono, las fuentes y sumideros de metano y óxido nitroso y la disminución de la abundancia atmosférica de sustancias químicas que agotan la capa de ozono relacionadas con el Protocolo de Montreal. y el aumento de sus sustitutos (CFC hidrogenados (HCFC) e hidrofluorocarbonos (HFC). La mayor parte de este aumento está relacionado con el CO_{2. Para 2013, el AGGI fue de 1,34 (lo que representa un aumento del forzamiento radiativo directo total del 34% desde 1990). El aumento de CO2 el forzamiento radiativo por sí solo desde 1990 fue de alrededor del 46%. La disminución de los CFC moderó considerablemente el aumento del forzamiento radiativo neto.}

Una tabla alternativa preparada para su uso en intercomparaciones de modelos climáticos realizadas bajo los auspicios del IPCC e incluyendo todos los forzamientos, no solo los de los gases de efecto invernadero.

Observación directa

El equilibrio de radiación global de la Tierra fluctúa a medida que el planeta gira y orbita alrededor del Sol, y a medida que surgen y se disipan anomalías térmicas a escala global dentro de los sistemas terrestre, oceánico y atmosférico (por ejemplo, ENSO). En consecuencia, el 'forzamiento radiativo instantáneo' (IRF) 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 normalmente se revertirá en períodos que durarán hasta unos pocos años para producir un IRF promedio neto cero. Estas fluctuaciones también enmascaran las tendencias forzadas a más largo plazo (de una década) debidas a las actividades humanas y, por lo tanto, hacen que la observación directa de dichas tendencias sea un desafío.

El balance de radiación de la Tierra ha sido monitoreado continuamente por los instrumentos de las Nubes de la NASA y el Sistema de Energía Radiante de la Tierra (CERES) desde el año 1998. Cada escaneo del globo proporciona una estimación del total (todo el cielo) balance de radiación instantánea. Este registro de datos captura tanto las fluctuaciones naturales como las influencias humanas en el IRF; incluidos los cambios en los gases de efecto invernadero, los aerosoles, la superficie terrestre, etc. El registro también incluye las respuestas radiativas retrasadas a los desequilibrios radiativos; Ocurre principalmente a través de retroalimentaciones del sistema terrestre en temperatura, albedo superficial, vapor de agua atmosférico y nubes.

Los investigadores han utilizado mediciones de CERES, AIRS, CloudSat y otros instrumentos satelitales dentro del Sistema de Observación de la Tierra de la NASA para analizar las contribuciones de las fluctuaciones naturales y la retroalimentación del sistema. La eliminación de estas contribuciones dentro del registro de datos de varios años permite la observación de la tendencia antropogénica en el IRF de la parte superior de la atmósfera (TOA). El análisis de datos también se ha realizado de una manera computacionalmente eficiente e independiente de la mayoría de los métodos y resultados de modelado relacionados. Por lo tanto, 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 de la carga de aerosoles atmosféricos, y la mayor parte del 80% restante se atribuyó a la creciente carga de gases de efecto invernadero.

Instrumentos terrestres han observado previamente una tendencia creciente en el desequilibrio radiativo debido al aumento global de CO₂. Por ejemplo, estas mediciones se han recopilado por separado en condiciones de cielo despejado en dos sitios de Medición de Radiación Atmosférica (ARM) en Oklahoma y Alaska. 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 finalizó. 2010. Además de centrarse únicamente en la radiación de onda larga y el gas forzador más influyente (CO₂), este resultado es proporcionalmente menor que el forzamiento TOA debido a su amortiguación por absorción atmosférica.

Sensibilidad climática

El forzamiento radiativo se puede utilizar para estimar un cambio posterior en la temperatura de la superficie en estado estacionario (a menudo denominada "equilibrio") (ΔT_s) que surge de ese forzamiento a través de la ecuación:

${displaystyle Delta T_{s}=~lambda - Delta F.$

donde λ se denota comúnmente como el parámetro de sensibilidad climática, generalmente con unidades K/(W/m²), y ΔF es el forzamiento radiativo en W/m ². Un valor típico de λ, 0,8 K/(W/m²), da 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 tiempo (278 a 405 ppm, para un forzamiento de 2,0 W/m²), y predice un un mayor calentamiento de 1,4 K por encima de las temperaturas actuales si la proporción de mezcla de CO₂ en la atmósfera se duplicara con respecto a la época preindustrial. valor; Ambos cálculos no asumen otros forzamientos.

Históricamente, el forzamiento radiativo muestra la mejor capacidad de predicción para tipos específicos de forzamiento, como los gases de efecto invernadero. Es menos eficaz contra otras influencias antropogénicas como el hollín. Un nuevo marco llamado "forzamiento radiativo efectivo" o ERF elimina el efecto de los ajustes rápidos dentro de la atmósfera que no están relacionados con las respuestas de la temperatura de la superficie a más largo plazo. ERF significa que los diferentes factores que impulsan el cambio climático se pueden colocar en igualdad de condiciones para permitir la comparación de sus efectos y una visión más consistente de cómo la temperatura de la superficie global responde a varios tipos de forzamiento humano.

Métricas relacionadas

Se pueden construir otras métricas con el mismo propósito que el forzamiento radiativo. Por ejemplo, Shine et al. dicen: "... experimentos recientes indican que para los cambios en la absorción de aerosoles y ozono, la capacidad predictiva del forzamiento radiativo es mucho peor... proponemos una alternativa, el 'forzamiento ajustado de la troposfera y la estratosfera'. Presentamos cálculos de GCM que muestran que es un predictor significativamente más confiable del cambio de temperatura de la superficie de este GCM que el forzamiento radiativo. Es un candidato para complementar el forzamiento radiativo como métrica para comparar diferentes mecanismos...". En esta cita, GCM significa "modelo de circulación global" y la palabra "predictivo" significa "modelo de circulación global". no se refiere a la capacidad de los GCM para pronosticar el cambio climático. Más bien, se refiere a la capacidad de la herramienta alternativa propuesta por los autores para ayudar a explicar la respuesta del sistema.

Por tanto, el concepto de forzamiento radiativo ha ido evolucionando desde la propuesta inicial, hoy denominada forzamiento radiativo instantáneo (IRF), a otras propuestas que pretenden relacionar mejor el desequilibrio radiativo con el calentamiento global (global temperatura media de la superficie). En este sentido el forzamiento radiativo ajustado, en sus diferentes metodologías de cálculo, estima el desequilibrio una vez que se han modificado las temperaturas de la estratosfera para alcanzar un equilibrio radiativo en la estratosfera (en el sentido de tasas de calentamiento radiativo nulas). Esta nueva metodología no está estimando ningún ajuste o retroalimentación que pueda producirse en la troposfera (además de los ajustes de temperatura estratosférica), para ello existe otra definición, denominada Se ha introducido un forzamiento radiativo eficaz. En general el ERF es la recomendación del análisis de forzamiento radiativo CMIP6 aunque las metodologías ajustadas estratosféricamente todavía se siguen aplicando en aquellos casos donde los ajustes y retroalimentaciones en la troposfera se consideran no críticos, como en los gases de efecto invernadero bien mezclados y el ozono. Una metodología denominada enfoque del núcleo radiativo permite estimar las retroalimentaciones climáticas dentro de un cálculo fuera de línea basado en una aproximación lineal.