¿Por qué hay gases de efecto invernadero?

La atmósfera terrestre, seca, está mayoritariamente compuesta por moléculas biatómicas: nitrógeno, N₂ (78,08 %) y oxígeno, O₂ (20,93 %). El restante 0,97 % está formado por argón (0,93 %), dióxido de carbono, CO₂ (0,040 %), metano, CH₄ (0,0002 %), N₂O (0,00003 %), así como de cantidades todavía menores de CO, O₃ y de gases inertes como neón, helio, etc. Además, tiene una cantidad variable de vapor de agua.

Las moléculas que tienen un efecto invernadero son las que absorben la radiación emitida por la superficie de la Tierra, que se sitúa en la zona del infrarrojo, y que la vuelven a emitir en todas las direcciones. El espectro de emisión de la superficie terrestre, calculada como si fuera un cuerpo negro a una temperatura de 15 ºC (287 K) se sitúa prácticamente en su totalidad en unos números de onda comprendidos entre 130 y 2.500 ciclos/cm o cm^-1 (longitudes de onda entre 4 y 75 μm aproximadamente). En la figura vemos los espectros de emisión de la superficie terrestre y de la capa externa del planeta, cuya temperatura es de unos 220 K, así como las frecuencias a las que vibran los principales gases de efecto invernadero.

Esquemáticamente, los fotones interaccionan con los gases de la atmósfera y, según su energía o longitud de onda, son capaces de:

- Fotoionizar la capa externa de electrones de un átomo (requiere una longitud de onda de 0,1 μm).

- Excitar electrones de un átomo a una capa superior (requiere longitudes de onda entre 0,1 μm y 1 μm).

- Disociar una molécula (requiere longitudes de onda entre 0,1 de μm y 1 μm).

- Hacer vibrar una molécula (requiere longitudes de onda entre 1 μm y 50 μm).

- Hacer rotar una molécula (requiere longitudes de onda mayores que 50 μm).

La radiación infrarroja tiene, por tanto, suficiente energía para causar una rotación o una vibración (o ambas) a las moléculas. Para que una molécula adquiera energía de rotación de la radiación infrarroja debe tener un dipolo permanente, es decir, debe tener una separación de cargas permanente. La adquisición, por parte de una molécula, de energía de vibración de la radiación infrarroja está asociada con un cambio del momento del dipolo. Para que un gas pueda absorber o emitir radiación hace falta que la frecuencia de la radiación sea bastante cercana a la frecuencia de la vibración de la molécula del gas.

El momento de los dipolos se mide en unidades Debyes (D): 1 D = 3.33564 × 10^–30 C m (Culombio metro).

Moléculas de H₂O, N₂O, CO₂ y CH₄ en reposo. H₂O y N₂O son dipolos en reposo; las flechas indican la dirección del polo más negativo. CO₂ y CH₄ no son dipolos en reposo.

Los principales gases en nuestra atmósfera consisten en moléculas que tienen dos átomos idénticos en cada uno de ellas. Las moléculas de O₂ y de N₂, los dos principales componentes de nuestra atmósfera son totalmente simétricas, y al vibrar no adquieren cargas positivas en un lado y negativas en el otro, es decir, no forman dipolos. Y es por eso que no son gases de efecto invernadero.

Las moléculas de más de dos átomos pueden vibrar de manera que, en ciertos casos, se producen dipolos, razón por la cual interaccionan con la radiación infrarroja procedente de la superficie terrestre.

Las moléculas tienen diversos tipos de vibración:

-         Vibración de tensión: varían las distancias de enlace. Puede ser simétrica o antisimétrica.

-         Vibración de deformación: varían los ángulos de enlace. Si varían en el plano pueden de tijereteo o de balanceo. Si varían fuera del plano pueden ser de torsión o de aleteo.

Tipos de vibraciones moleculares. NOTA: (+) indica un movimiento del plano de la página hacia el observador; (-) indica un movimiento del plano de la página alejándose del observador

La molécula de dióxido de carbono no es un dipolo permanente. Tiene 4 vibraciones fundamentales: dos de flexión, con una misma frecuencia, cuyo número de onda es ν = 667 cm^-1 (λ = 15 μm) y dos de estiramiento, de los cuales el simétrico no es activo para la absorción de infrarrojos ya que no forma un dipolo, mientras que el antisimétrico sí lo es, y tiene una frecuencia correspondiente a un número de onda de 2.349 cm^-1 (λ = 4,2 μm), que está en la zona donde la radiación infrarroja es muy poco importante. Las vibraciones por flexión son las más importantes para el efecto invernadero, ya que su número de onda se sitúa en la frecuencia de máxima radiación de la superficie terrestre, mientras que la de estiramiento tiene una frecuencia en la que la radiación infrarroja de la superficie terrestre es muy débil.

En la figura podemos ver el espectro de absorción del dióxido de carbono:

La molécula de agua tiene un dipolo permanente, todas las vibraciones debidas a rotaciones también lo tienen, y estas rotaciones se encuentran en prácticamente todo el espectro de infrarrojos. Además, tiene tres vibraciones fundamentales: flexión, estiramiento simétrico y estiramiento asimétrico, con unos números de onda de 3.650, 1.600 y 3.760 cm^-1 (λ = 2,7, 6,2 y 2,7 μm, respectivamente)  Únicamente la vibración cuyo número de onda es 1.600 cm^-1 es relevante para la absorción de infrarrojos, ya que las otras dos están en una zona donde la radiación infrarroja emitida por la superficie de la tierra es prácticamente nula.

La figura muestra el espectro de absorción del vapor de agua:

La molécula de metano tiene nueve modos de vibración posibles, pero la mayoría no forman dipolos porque conservan la simetría. La única frecuencia de vibración en el rango de 130 a 2.500 cm^-1 es una mezcla de estiramiento y flexión que vibra a ν = 1.306 cm^-1 (λ = 7,7 μm)

En la figura podemos ver el espectro de absorción del metano:

La molécula de ozono forma un dipolo, al no estar alineados sus tres átomos de oxígeno. La vibración de estiramiento antisimétrica es la dominante respecto a la absorción de infrarrojos y se sitúa a ν = 1043 cm^-1 (λ = 9,6 μm). Presenta otras contribuciones más débiles en el mismo rango de frecuencias debidas a la vibración por estiramiento simétrico.

La molécula de N₂O presenta un dipolo permanente, pero es muy débil, por lo que todas sus transiciones de rotación tienen poca importancia para la absorción de infrarrojos. Tiene tres vibraciones fundamentales: el estiramiento simétrico a ν = 1.285 cm^-1 (λ = 7,8 μm), el antisimétrico a 2.224 cm^-1 (λ = 4,5 μm) y la vibración de flexión a 589 cm^-1 (λ = 17 μm).

Ancho de banda de las frecuencias de absorción

Dado que las bandas de absorción están determinadas por las frecuencias de vibración de la molécula, podríamos pensar que los bordes de las bandas serían muy agudos, como si el CO₂ absorbiera la radiación por completo a 667 ciclos/cm y no absorbiera ninguna radiación en absoluto a 666 o a 668 ciclos/cm. Sin embargo, ello no es así: los picos de absorción de radiación presentan una cierta anchura de banda. Hay varias razones para ello.

Una de ellas es el desplazamiento Doppler. La frecuencia de la radiación que la molécula "ve" depende de la velocidad de la molécula respecto de la fuente de radiación. Si la molécula se aleja de la fuente de radiación, absorberá la radiación con una longitud de onda menor que la teórica, y viceversa.

La otra es que las bandas de absorción se expanden cuando las moléculas del gas interactúan unas con otras, un fenómeno llamado “ensanchamiento de presión”. Los líquidos y los sólidos suelen ser unos cuerpos negros bastante buenos porque las moléculas están tan cerca unas de otras que comparten la energía. Incluso si la frecuencia de la luz es diferente de la frecuencia de la vibración, si la molécula está influenciada por las otras moléculas, es posible que la frecuencia de absorción tome una cierta "holgura" y absorba la luz de todos modos. Las moléculas de gas están generalmente demasiado separadas una de otra para que esta influencia sea grande, pero todavía lo hacen, en cierta medida, tanto más cuanto mayor sea la presión; es decir, la banda de absorción se ensanchará más en la baja atmósfera. La presión del CO₂ en Venus, por ejemplo, es en tan elevada que sus bandas de absorción son muy amplias.

Resultado

El la figura siguiente podemos ver el efecto de cada uno de los gases, donde la línea continua es el espectro de la radiación infrarroja que escapa al espacio en la parte alta de la atmósfera. Podemos observar la existencia de una “ventana” entre 900 y 1.000 cm^-1, en la que no hay gases que absorban o emitan radiación infrarroja.

¿Cuál sería la temperatura de la Tierra sin gases de efecto invernadero?

En la literatura encontramos que este efecto es de unos 33 ºC. Es decir, sin gases de efecto invernadero, la temperatura media del planeta sería unos 33 ºC menor que la actual.

Para calcular esta temperatura aplicaremos la ley de Stephan-Boltzmann, que dice que un cuerpo negro

una temperatura T, emite un flujo de energía de

La cantidad de calor que la Tierra recibe del sol y la cantidad de calor que la Tierra emite deben estar en equilibrio.

Cantidad de calor que la Tierra recibe del sol es de

donde S0 es el flujo de radiación solar, que es de 1.361 w/m2, según los últimos resultados de las mediciones por satélite, R es el radio de la Tierra y α es el albedo de la Tierra, que se considera igual a 0,3.

Cantidad de calor que emita la Tierra es 

donde ε es la emisividad de la Tierra, cuyo valor es 1 si la Tierra es un cuerpo negro, pero es un valor menor si no lo es.

La ecuación de equilibrio será, pues:

Despejando la temperatura, obtenemos, para α = 0,3 y ε = 1, que la temperatura de la superficie del planeta, sin gases de efecto invernadero, sería de – 18 ºC:

Como la temperatura media actual de la superficie del planeta es de unos 14,3 ºC, deducimos que los gases de efecto invernadero inducen un calentamiento de 33 ºC aproximadamente.

El problema, sin embargo, es que el planeta Tierra no es un cuerpo negro, por lo que su emisividad es menor de 1. Los valores de la temperatura de la superficie del planeta Tierra sin gases de efecto invernadero, en función de su emisividad, serían:

Vemos que, en función del factor de emisividad de la Tierra, el calentamiento inducido por los gases de efecto invernadero disminuye considerablemente.

El valor de ε para el agua del mar es de 0,98-0,99, mientras que el de la superficie terrestre la podemos considerar de 0,95. Por lo que podemos tomar como valor medio de la emisividad de la superficie del planeta 0,97 aproximadamente. Con esta emisividad, la temperatura de la superficie del planeta, si no hubiera gases de efecto invernadero, sería de -16,6 ºC, por lo que el efecto de calentamiento inducido por los gases de efecto invernadero sería de 30,9 ºC.

Quizás el clima no sea tan sensible al CO2 como se pensaba

"La sensibilidad del clima" es la cantidad que la temperatura media mundial de la superficie aumentará si se duplica la concentración de dióxido de carbono atmosférico (CO2) en la atmósfera a partir de su valor pre-industrial. El valor de la sensibilidad del clima es clave para saber cual será el calentamiento global a medida que continuemos quemando combustibles fósiles para obtener energía y sigamos emitiendo el CO2 resultante a la atmósfera.

El problema es que no sabemos cuál es el valor de la sensibilidad del clima.

En su Cuarto Informe de Evaluación, publicado en 2007, el Grupo de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático (IPCC) dijo lo siguiente acerca de la sensibilidad del clima: Es probable que esté en el intervalo de 2 ° C a 4,5 ° C con una mejor estimación de alrededor de 3,0 ° C, y es muy poco probable que sea menos de 1,5 º C. Valores sustancialmente mayores que 4,5 ° C no se pueden excluir...

En el lenguaje del IPCC, el término “probable” significa una probabilidad de más del 66 % y "muy probable" significa una probabilidad de más del 90 %. El IPCC no incluye una cifra “muy probable” para valores extremos de la sensibilidad al clima ya que los valores inferiores generarían muy poca preocupación sobre el uso de combustibles fósiles como fuente de energía primaria, y los valores en el extremo superior generarían la exigencia esfuerzos frenéticos (que probablemente no se podrían llevar a cabo) para reducir las emisiones de dióxido de carbono.

Pero lo que ha ocurrido en las últimas décadas es que las emisiones de efecto invernadero han seguido aumentando (de hecho, la mitad del total de las emisiones de dióxido de carbono antropogénicas han ocurrido desde mediados de la década de los años 80). Ahora tenemos muchos más datos que en 2007 para tratar de determinar la sensibilidad del clima.

Mientras que las emisiones globales de dióxido de carbono continúan aumentando año tras año (impulsadas principalmente por el crecimiento rápido en los países en desarrollo, como China), ha habido poco o ningún aumento de la temperatura global general (dependiendo del registro utilizado) en la última década y media.

Eso no es un buen presagio para la gama alta de sensibilidad de la temperatura al CO2 estimada por el IPCC. La literatura científica está empezando a reflejar esa realidad.

La figura muestra las estimaciones de la sensibilidad del clima a partir de cinco trabajos de investigación que han aparecido en los últimos dos años, incluyendo las contribuciones recientes de Ring (2012) y van Hateren (2012). Ambos ponen la estimación central de la sensibilidad del clima a 2 ºC o menos, valores que están en o por debajo del límite inferior del rango "probable" del IPCC.

La sensibilidad del clima a partir de estimaciones de los estudios publicados en los últimos dos años (en color), en comparación con el rango indicado en el Cuarto Informe de Evaluación (negro). Las flechas indican los límites de confianza de 5 a 95% para cada estimación, junto con la media (línea vertical) cuando están disponibles. Ring (2012) presenta cuatro estimaciones de la sensibilidad climática y el rectángulo rojo abarca estas estimaciones. El lado derecho de la gama IPCC está en línea discontinua para indicar que el IPCC en realidad no declara el valor de la confianza superior al 95 %. La línea gris gruesa representa el rango "probable" del IPCC.

Veremos lo que dice el quinto informe del IPCC, que se ha de publicar en el año 2013, sobre este importante tema.

Referencias

Annan, J.D., and J.C. Hargreaves, 2011. On the generation and interpretation of probabilistic estimates of climate sensitivity. Climatic Change, 104, 324-436.

Lindzen, R.S., and Y-S. Choi, 2011. On the observational determination of climate sensitivity and its implications. Asia-Pacific Journal of Atmospheric Sciences, 47, 377-390.

Ring, M.J., et al., 2012. Causes of the global warming observed since the 19th century. Atmospheric and Climate Sciences, 2, 401-415, doi:10.4236/acs.2012.24035.

Schmittner, A., et al., 2011. Climate sensitivity estimated from temperature reconstructions of the Last Glacial Maximum, Science, 334, 1385-1388, doi: 10.1126/science.1203513.

van Hateren, J.H., 2012. A fractal climate response function can simulate global average temperature trends of the modern era and the past millennium. Climate Dynamics, doi:10.1007/s00382-012-1375-3.

La velocidad de condensación de las nubes es mucho menor de lo que se creía

Investigadores de la Universidad de Bristol han demostrado que la velocidad de condensación del agua en las partículas de aerosoles orgánicos en la atmósfera puede ser muy lenta, pudiendo tardar una partícula muchas horas para cambiar de tamaño. Esto podría tener consecuencias significativas para la comprensión de cómo se forman las nubes, afectando al clima.

La influencia de los aerosoles (pequeñas partículas de menos de 1 micrómetro de diámetro) y las nubes (gotitas de líquido de 1 a 1000 micrómetros de diámetro) representa una de las mayores incertidumbres en nuestra comprensión de las tendencias del clima mundial pasado y para predecir el cambio climático en el futuro, como lo reconoce el informe de 2007 del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático.

Uno de las más importantes incógnitas es la rapidez con que el vapor agua puede condensarse sobre las pequeñas partículas de aerosol para crecer y convertirse en gotas de las nubes, influyendo en el albedo de las nubes (reflectividad) y en su duración de la vida (precipitación).

En un estudio publicado hace unos días, Comparing the mechanism of water condensation and evaporation in glassy aerosol, el profesor Jonathan Reid, de la Universidad de Bristol y sus colegas muestran que la tasa de crecimiento de las gotitas de nubes puede ser fuertemente dependiente de la composición de los aerosoles.

Para las partículas de aerosol que tienen alta viscosidad (lo que equivale a decir que se comportan como una melaza o hasta como un asfalto), la evaporación y la condensación del agua pueden ser muy lentas, llegando a tardar muchas horas.

Para las partículas que son mucho menos viscosas (más como aceite de oliva o incluso como el agua), la evaporación y la condensación puede ser muy rápidas: menos de 1 segundo.

Los modelos atmosféricos generalmente asumen que las partículas de aerosol están en equilibrio con la fase de gas circundante, lo que, según este estudio, dista mucho ser cierto.

A pesar de no proporcionar todas las respuestas, este estudio nos ayuda a comprender mejor las incógnitas que persisten y, lo que es más importante, demuestra que una mejor comprensión de la velocidad a la que el agua se condensa sobre las partículas en la atmósfera es crucial para la comprensión de las nubes. Y una comprensión de las nubes es crucial para la comprensión de cómo va a responder el clima al aumento de la concentración de gases de efecto invernadero.

El desequilibrio energético del planeta

Un nuevo estudio de la NASA, Earth's energy imbalance and implications, publicado el pasado diciembre, pone de relieve el hecho de que los gases de efecto invernadero generados por la actividad humana son la fuerza principal que impulsa el calentamiento global, y no los cambios en la actividad solar.

El estudio ofrece un cálculo actualizado del desequilibrio energético de la Tierra, es decir, la diferencia entre la cantidad de energía solar absorbida por la superficie de la Tierra y la cantidad devuelta al espacio en forma de calor. Los cálculos de los autores muestran que, a pesar de la inusualmente baja actividad solar entre 2005 y 2010, el planeta siguió absorbiendo más energía que la que devolvió al espacio.

La radiación solar total que llega a la parte superior de cada metro cuadrado de la atmósfera de la Tierra, por lo general disminuye aproximadamente 0,1 % durante los mínimos cíclicos de la actividad solar, causados por los cambios en el campo magnético del sol. Por lo general, los mínimos solares ocurren aproximadamente cada once años y duran alrededor de un año, pero el mínimo más reciente persistió durante dos años más de lo normal, por lo que es el mínimo más largo registrado durante la era de los satélites.

La cuantificación precisa de la magnitud del desequilibrio energético de la Tierra es fundamental para la ciencia del clima, ya que ofrece una medida directa de su estado. Los cálculos del desequilibrio energético también sirven como base para las proyecciones del cambio climático en el futuro. Si el desequilibrio es positivo (entra más energía entra en el sistema que la que sale) la Tierra se calienta. Si el desequilibrio es negativo, el planeta se enfría.

Este gráfico de la radiación solar muestra que en los últimos años la radiación cayó hasta los niveles más bajos registrados durante la era de los satélites. La reducción resultante en la cantidad de energía solar disponible que afecta el clima de la Tierra ha sido de unos 0,25 vatios por metro cuadrado, menos de la mitad del desequilibrio energético total de la Tierra.

Los autores han llegado a la conclusión de que la Tierra ha absorbido algo más de 0,5 vatios por metro cuadrado de energía solar que la que volvió al espacio durante todo el período de los seis años del estudio. El valor calculado del desequilibrio (0,58 ± 0,15 vatios por metro cuadrado de energía en exceso) equivale a más del doble de la reducción en la cantidad de energía solar suministrada al planeta entre la actividad solar máxima y mínima (0,25 vatios por metro cuadrado).

Estimación de las contribuciones al desequilibrio energético del planeta durante el período 2005-2010

El hecho de que veamos un desequilibrio positivo a pesar de un mínimo solar prolongado no es una sorpresa, teniendo en cuenta lo que ya se sabe sobre el sistema climático, pero vale la pena destacarlo, ya que ofrece una prueba inequívoca de que el sol no es el factor dominante del calentamiento global, resaltan los autores.

De acuerdo con los cálculos realizados por los autores del estudio, los 0,58 vatios por metro cuadrado de desequilibrio implican que los niveles de dióxido de carbono deberían reducirse a aproximadamente 350 partes por millón para restaurar el equilibrio energético. Las últimas mediciones de los niveles de dióxido de carbono son en la actualidad 392 ppm y se espera que la concentración siga aumentando en el futuro.

Forzamientos climáticos desde 1880 utilizados en el estudio citado. Los forzamientos de los gases de efecto invernadero incluyen el ozono y el agua de la troposfera, además de los gases de efecto invernadero clásicos. Los datos pueden descargarse aquí.

Los científicos del clima han ido afinando los cálculos de desequilibrio energético de la Tierra desde hace muchos años, pero esta nueva estimación es una mejora con respecto a los intentos anteriores debido a que los científicos han tenido acceso a mediciones de la temperatura del océano que son mejores que las disponibles en el pasado. Estas mejoras de las medidas del océano se deben a instrumentos de flotación libre que controlan directamente la temperatura, la presión y la salinidad de la capa superior del océano hasta una profundidad de 2.000 metros. Esta red de instrumentos, conocidos colectivamente como Argo, ha crecido espectacularmente en los últimos años desde que se comenzó su implementación hace una década. Hoy en día, más de 3.400 flotadores Argo toman medidas y proporcionan información al público, en su mayoría dentro de las 24 horas siguientes.

El análisis de la información recogida por Argo, junto con otros datos, tanto terrestres como por satélite, muestra la capa superior del océano ha absorbido el 71 por ciento del exceso de energía, y que los océano del hemisferio sur, donde hay pocos instrumentos Argo, ha absorbido el 12 por ciento. La zona abisal del océano, entre unos 3.000 y 6.000 metros de profundidad, absorbe el cinco por ciento, mientras que el hielo absorbe el ocho por ciento de la tierra y el cuatro por ciento.

El cálculo actualizado del balance energético tiene implicaciones importantes para la modelización del clima. Su valor, que es ligeramente inferior a las estimaciones anteriores, sugiere que la mayoría de los modelos climáticos sobreestiman la facilidad con que el calor se mezcla en el océano profundo y subestiman significativamente el efecto de enfriamiento de las pequeñas partículas en suspensión en el aire, llamadas aerosoles, que junto con los gases de efecto invernadero y la radiación solar son factores críticos en los cálculos del desequilibrio energético.

Como los modelos predicen bastante bien los cambios en la temperatura global, si sobreestiman la mezcla de calor en el océano profundo, se deduce que subestiman el efecto refrigerante de los aerosoles, dicen los autores del estudio.

Se cree que los aerosoles (que pueden calentar o enfriar el ambiente en función de su composición y de la forma en que interactúan con las nubes) tienen un efecto neto de enfriamiento. Sin embargo, las estimaciones de su impacto global sobre el clima son bastante inciertas, dado lo difícil que es medir la distribución de las partículas a gran escala. El nuevo estudio sugiere que el efecto de enfriamiento de los aerosoles en general puede ser aproximadamente el doble de lo que sugieren los actuales modelos climáticos, en gran parte porque pocos modelos consideran la manera como las partículas afectan a las nubes. El efecto de los aerosoles estimado en el estudio citado es de -1,6 ± 0,3 vatios por metro cuadrado.

Desgraciadamente, los aerosoles siguen midiéndose de manera deficiente desde el espacio, debido a que el proyecto Gloria, una misión que llevaba un satélite diseñado para medir los aerosoles con un detalle sin precedentes, se perdió a principios de 2011, debido a un error en el lanzamiento. Hace falta tener una comprensión mucho mejor de la distribución global de las propiedades de los aerosoles para perfeccionar los cálculos del desequilibrio energético de la Tierra.

El albedo

El albedo (del latín "blanco") del planeta es un importante mecanismo de retroalimentación, ya que una cantidad extra de hielo puede aumentar su enfriamiento o una reducción en la cantidad de hielo puede llevar al calentamiento. La cantidad de radiación entrante que es reflejada por la Tierra (albedo) tiene una influencia importante en la respuesta de la Tierra al cambio climático. El albedo de las diferentes superficies varía con la vegetación y la cubierta. El albedo promedio de la tierra normalmente se toma como 0,31. Los valores medios de las distintas superficies son los siguientes:

El albedo según la latitud

La figura 1 muestra el albedo promedio de la tierra en diferentes latitudes. La forma de la gráfica refleja el hecho de que los océanos y las regiones áridas tropicales tienen un bajo albedo, pero que las regiones polares, y las latitudes limítrofes, tienen una cubierta de nieve durante gran parte del año.

La variación del albedo con el tiempo

El albedo de la Tierra no es constante sino que varía con la estación del año. Como se puede observar en la Figura 2, durante el transcurso de un año el albedo de la Tierra tiene dos picos, el primero, más bajo, se corresponde con el momento en que el hielo marino de la Antártida se encuentra en su máximo y el segundo pico, más alto, corresponde a la época en que en latitudes más altas la mayor parte de la masa de tierra está cubierta de nieve.

 
La variación estacional en el albedo

La mayor diferencia en el albedo es entre las superficies cubiertas de nieve y superficies sin nieve. Las figuras 1 y 2 muestran la variación del albedo con la latitud y con el tiempo. La Figura 3 muestra la diferencia en el albedo a diferentes latitudes y en diferentes momentos del año. Aunque lo titulemos "estacional", esta diferencia es de hecho la máxima diferencia en el registro del albedo por satélite durante 4 años. No es posible ampliar el gráfico más allá de las latitudes ± 70º, ya que para una parte del año las regiones polares no son visibles para el satélite. La Figura 3 muestra claramente que la máxima diferencia en el albedo es de 0,3, y se produce en torno a 60 º N. Esta es la latitud de los bosques de la región boreal (norte), principalmente coníferas. También es la latitud en la que la insolación del mes de julio, como se supone por los ciclos de Milankovitch, se cree que determinar la secuencia de las glaciaciones y de los periodos cálidos.

La importancia del albedo

La importancia del albedo puede medirse al observar su efecto cuando los bosques del norte están cubiertos de nieve. Estos bosques cubren un 12% de la superficie total de tierra, que a su vez abarca el 29% de la superficie de la tierra. La diferencia en el albedo de entre los bosques cubiertos de nieve y sin nieve es de al menos 0,5. El producto de estos valores indica una diferencia en el albedo promedio de toda la tierra de 0,12 × 0,29 × 0,5 = 0,017. Si aumentara el albedo promedio del planeta de 0,31 a 0,327, entonces, con todos los demás parámetros en igualdad de condiciones, la temperatura del planeta aumentaría en 3,8 º C.

El ciclo global del carbono

1. El ciclo global del carbono y sus flujos

La figura representa el ciclo global del carbono y sus flujos entre las cuatro esferas superficiales del planeta: litosfera, hidrosfera, biosfera i atmósfera. En ella se indican también las reservas de carbono implicadas, expresadas en GTc (GTc = giga toneladas de equivalente carbono, es decir, en miles de millones de toneladas métricas de equivalente carbono).

Se observa en la figura que la mayor reserva de carbono está constituida por las rocas sedimentarias. Otra gran reserva es el océano: en realidad se trata del océano profundo (más de 100 metros de profundidad). Es decir, que la película superficial del planeta contiene relativamente poco carbono, pero este carbono es sumamente importante para la vida.

En cuanto al flujo entre las reservas, se evalúa el tiempo de residencia de un átomo de carbono en 4 años en la atmósfera, 11 años en la biosfera, 385 años en la hidrosfera superficial (océano de 0 a 100 m), de más de 100.000 años en el océano profundo y de unos 200 millones de años en la litosfera. Es importante no perder de vista estos valores en toda discusión sobre el impacto de los gases de efecto invernadero (en especial el CO2) en los cambios climáticos y las escalas de tiempo correspondientes.

En el ciclo global del carbono, hay una jerarquía de sub-ciclos que operan a escalas diferentes, desde unas decenas de años (el reciclaje del CO2 por las plantas) hasta cientos de millones de años (el reciclaje del carbono orgánico a través de las rocas sedimentarias o de los hidrocarburos, por ejemplo). Los procesos físicos, químicos y biológicos actúan conjuntamente y están tan íntimamente ligados que se hace difícil separarlos. Para una mejor comprensión, vamos a examinar de manera separada el reciclaje de dos tipos de carbón: el ciclo del carbón orgánico y el del carbón inorgánico. Hay que entender que esta separación es artificial y que, en la realidad, los dos ciclos están íntimamente ligados. Pero esta separación ayuda a entender mejor un sistema muy complejo.


2. El ciclo del carbón orgánico


2.1. El ciclo corto del carbón orgánico

La figura resume los dos ciclos, corto y largo, del carbono orgánico, con una cuantificación de los flujos y de las reservas en GTc.

En cuanto al ciclo corto, hablamos de procesos que tienen tiempos inferiores a un siglo. El proceso de base del reciclaje del carbono a corto plazo es la pareja fotosíntesis – respiración, es decir, la conversión del carbono inorgánico en carbono orgánico por la fotosíntesis, e inversamente, la conversión del carbono orgánico de la materia orgánica en carbono inorgánico por la respiración. Hay que considerar tres reacciones de base.

La primera es la fotosíntesis, que utiliza la energía solar para sintetizar la materia orgánica fijando el carbono en forma de hidratos de carbono (CH2O):

CO2 + H2O + energía solar → CH2O + O2

La materia orgánica se ha representado aquí por CH2O, la forma más simple de hidrato de carbono. En realidad, se trata de moléculas mucho mayores y más complejas, cuya base sigue siendo los elementos C, H y O, pero a los cuales vienen a unirse otros elementos en pequeñas cantidades, como nitrógeno, fósforo y azufre. Esta parte de la materia orgánica corresponde a la productividad primaria, y los productores implicados (bacterias, algas y plantas) reciben el nombre de productores primarios, que son los que captan la energía solar y la transforman en energía química, que almacenan en sus tejidos. Esta energía química se transfiere a los organismos consumidores, incluyendo los animales. Es interesante señalar que en la naturaleza, la biomasa de los consumidores es muy inferior (alrededor del 1 %) a la de los productores primarios.

Los consumidores obtienen su energía de la que está contenida en los productores primarios, ingiriendo sus tejidos y respirando. La respiración es la reacción inversa de la fotosíntesis: a partir del oxígeno libre O2, transforma cualquier materia orgánica en CO2

CH2O + O2 → CO2 + H2O

Se trata de una reacción que necesita la disponibilidad de oxígeno libre. En la naturaleza, una parte de la materia orgánica es respirada (oxidada) por los animales o las plantas, y otra parte se encuentra en el suelo terrestre o en los sedimentos marinos. La descomposición tiene lugar por la acción de microorganismos, bacteria y hongos. Estos microorganismos forman dos grupos:
- los que utilizan oxígeno libre para su metabolismo, llamados aerobios,

- los que utilizan el oxígeno de las moléculas de la propia materia orgánica, en ausencia de oxígeno libre, llamados anaerobios.

La descomposición aeróbica produce CO2 por la misma reacción que la de la respiración. En los medios anóxicos (sin oxígeno libre), los anaerobios descomponen la materia orgánica por el proceso de fermentación.

La fermentación produce dióxido de carbono y metano:

CH2O → CO2 + CH4

Estos dos gases pueden escaparse a la atmósfera. El metano, que es un gas cuyo efecto invernadero es 20 veces mayor que el del CO2, se oxida y se transforma rápidamente en dióxido de carbono. De hecho, su tiempo de residencia en la atmósfera sólo es de 10 años (pero no hay que olvidar que se transforma en CO2). Una parte del metano permanece en el sedimento, donde forma depósitos de gas natural. Otra parte de este gas es “comido” por bacterias en los fondos oceánicos.


2.2. El ciclo largo del carbono orgánico

Los procesos que acabamos de discutir (fotosíntesis, respiración, fermentación) afectan el ciclo del carbono orgánico, en particular el equilibrio del CO2 atmosférico, en una escala de tiempo inferior al siglo.

Para escalas de tiempo mucho más largas, los procesos de naturaleza geológica son los más importantes, procesos que actúan durante miles y hasta millones de años. Se trata de procesos como la incorporación de materia orgánica en los sedimentos y en las rocas sedimentarias, su transformación en combustibles fósiles y su alteración (oxidación) subsiguiente. Los flujos de carbono ligados a estos procesos son poco importantes, pero, en cambio, sus reservas son inmensas, como se ve en la figura, y el tiempo implicado muy largo.

El llenado del inmenso depósito de carbono orgánico que constituyen las rocas sedimentarias, principalmente los esquistos, se ha hecho poco a poco a lo largo de los tiempos geológicos, con dos aceleraciones importantes, la primera durante la explosión de vida de hace unos 600 millones de años, y la segunda durante el período de los grandes bosques, hace unos 360 millones de años.

Parte de este depósito de carbono orgánico se oxida, a un ritmo muy lento. Se trata del carbono contenido en los hidrocarburos, carbones y similares. Esta oxidación se realiza a medida que las rocas sedimentarias quedan expuestas al aire o a las aguas subterráneas oxigenadas, cuando los movimientos tectónicos que afectan a la superficie terrestre las llevan a la superficie.

Se evalúa el tiempo de residencia del carbono orgánico de esta reserva en más de 200 millones de años, es decir, aproximadamente el tiempo correspondiente a la formación del depósito de sedimentos y materias orgánicas en un fondo oceánico, al soterramiento y a la transformación de estos sedimentos en rocas sedimentarias y, finalmente, a su emergencia al formarse una cadena montañosa.

La extracción y la combustión de petróleo, gas y carbón que practicamos alegremente han contribuido a transformar una parte de este ciclo largo en ciclo corto.


3. El ciclo del carbono inorgánico

Hemos visto que la interacción fotosíntesis – respiración – fermentación es el nudo del ciclo del carbono orgánico. Hay otros procesos de reciclaje del carbón que implican el carbono inorgánico, entre los cuales el que está contenido en el CO2 y en los carbonatos (CaCO3).

Los depósitos importantes de carbono inorgánico son la atmósfera, los océanos, los sedimentos y las rocas carbonatadas, principalmente las calizas (CaCO3), pero también las dolomitas CaMg(CO3)2.

La figura resume el ciclo del carbono inorgánico, indicando el tamaño de las reservas en los depósitos (cifras azules) y los flujos entre las reservas (cifras rojas)

El intercambio entre el CO2 de la atmósfera y el del océano tiende a mantenerse en equilibrio.

La alteración química de las rocas continentales, llamada meteorización, convierte el CO2 disuelto en las aguas de lluvia y de escorrentías en HCO3- que es arrastrado al mar. Los organismos vivos combinan este HCO3- con Ca++ para producir sus esqueletos o sus conchas de CaCO3. Una parte de este CaCO3 se disuelve en el agua y otra parte se acumula sobre el fondo del océano donde finalmente se produce su soterramiento para formar rocas sedimentarias carbonatadas.

Estas últimas vuelven a la superficie al cabo de varias decenas de millones de años por los movimientos tectónicos ligados a la tectónica de placas. Una parte de las rocas carbonatadas se recicla en los magmas de subducción y vuelve a la atmósfera en forma de CO2 emitido por los volcanes.

CO2 equivalente

El nivel CO2 equivalente es la cantidad de CO2 que se necesitaría para dar el mismo forzamiento radiativo medio mundial que la suma de los forzamientos de los otros gases de efecto invernadero. Esta es una manera de incluir los efectos del CH4, del N2O y de otros gases de efecto invernadero de vida larga, de una manera sencilla.

En el año 2.005 la concentración de CO2 era de 379 ppm, la de CH4 de 1.774 ppb, la de NO2 de 319 ppb.

La cantidad equivalente se calcula mediante la fórmula que nos da el forzamiento del CO2:

Forzamiento total = 5,35 x log (CO2 equivalente/CO2 original)

donde el CO2 original es la concentración que había en el año 1750 (278 ppmv).

En el cuadro 2.12 del capítulo 2 del informe 2.007 del IPCC WG1, encontramos que los valores del forzamiento radiativo de la variación de los principales gases de efecto invernadero desde 1.750 hasta el 2.005 son:

Forzamiento radiativo del CO2 = + 1,66 ± 0,17

Forzamiento radiativo del CH4 = + 0,48 ± 0,05

Forzamiento radiativo del NO2 = + 0,16 ± 0,02

Forzamiento radiativo de los halocarbones = + 0,34 ± 0,03

Total = + 2,63 ± 0,26

Aplicando la fórmula

2,63 = 5,35 x log (CO2 equivalente/278)

CO2 equivalente = 278 x e^(2,63/5,35) = 278 x 1,635 = 455 ppm

Si queremos ser más exactos, tendremos que añadir el forzamiento radiativo debido al vapor de agua estratosférico correspondiente a la degradación del metano a través de reacciones químicas en la atmósfera, que el IPCC estima en + 0,07 ± 0,05. Esto nos da un forzamiento total de + 2,71 ± 0,30. El CO2 equivalente es:

2,71 = 5,35 x log (CO2 equivalente/278)

CO2 equivalente = 278 x e^(2,71/5,35) = 278 x 1,6595 = 461 ppm

Esta concentración de CO2 equivalente se debe comparar con la concentración de CO2 real, que era de 379 ppm en el año 2.005.

Figura: componentes del forzamiento radiativo de las emisiones principales, según el informe 2.007 del IPCC WG1

¿Cuánto calienta el CO2?

Para saber cuanto calienta un gas de efecto invernadero el aire de la troposfera, se siguen dos pasos: el primero es calcular el forzamiento radiativo de un aumento de la concentración del gas en cuestión, y el segundo es aplicar la ley de Stephan Boltzmann para calcular el aumento de temperatura correspondiente a este forzamiento radiativo.


Cálculo del forzamiento radiativo

Para la primera fase, empleamos una fórmula empírica, que nos dará el forzamiento radiativo, en vatios/m2, correspondiente a un aumento de la concentración del gas. Para ello, la fórmula empírica más usada es la recopilada en IPCC 2001 y desarrollada a partir de Myhre et al. (1998). Esta fórmula es ΔF = 5,35 x ln (C/C0) vatios/m2.

Si calculamos el aumento correspondiente a pasar de 350 a 700 ppm de CO2, es decir, a doblar la concentración de CO2 en la atmósfera, encontramos

ΔF = 5,35 x ln (700/350) = 5,35 x ln 2 = 5,35 x 0,693 = 3,7 vatios/m2

Observemos, dicho sea de paso, que, según esta fórmula, obtendríamos el mismo forzamiento radiativo si la concentración de CO2 pasara de 700 a 1400 ppm.


Cálculo del aumento de temperatura correspondiente

Aplicaremos la ley de Stephan Boltzmann, que se expresa como P = s T^4 (temperatura absoluta medida en Kelvin elevada a la cuarta potencia), siendo s = 5,6704 x 10^-8 vatios / m2 K4.

La concentración de 350 ppm de CO2 corresponde al año 1.988, año cuya temperatura media global fue de 14,2 ºC (= 287,2 K). Aplicando la fórmula de Stephan Boltzmann a estos valores, encontramos:

P = 5,6704 x 10^-8 x 287,2^4 = 386,6 vatios/m2

Si a esta potencia le añadimos el forzamiento radiativo debido al aumento de la concentración de CO2 a pasar de 350 a 700 ppm, obtenemos un nuevo valor de P = 386,6 + 3,7 = 390,3 vatios/m2.

Volviendo a aplicar la ley de Stephan Boltzmann, pero en sentido contrario, obtendremos la nueva temperatura correspondiente a esta potencia:

T = raíz cuarta (P/s) = raíz cuarta (390,3/ 5,6704 x 10^-8) = raíz cuarta (6.883.112.302) = 288,0 K = 288,0 – 273,1 = 14,9 ºC

Por tanto, un aumento de 350 a 700 ppm en la concentración de CO2 en la atmósfera terrestre causará un aumento de temperatura de 0,7ºC.

Conclusión

Cuando nos anuncian un aumento de 2 a 6 ºC si la concentración de CO2 llega a 700 ppm, sólo 0,7ºC corresponden al efecto directo del CO2. El resto son retroalimentaciones positivas, basadas en hipótesis sobre fenómenos físicos que no se conocen suficientemente bien.

En la figura se representa este mismo cálculo para las concentraciones de CO2 que van de 300 a 1000 ppm.

El balance energético del planeta

La temperatura media del planeta Tierra es una consecuencia directa de su balance de energía: si el planeta recibe más energía que la que desprende, se calentará. Por el contrario, si desprende más energía que la que recibe, se enfriará. Si su temperatura media permanece constante indica que hay un equilibrio entre la energía que recibe y la que desprende el espacio exterior.

La comprensión de este balance es básica para entender el cambio climático.


La energía que recibe el planeta Tierra

La energía que recibe el planeta Tierra proviene del Sol.

Antes que nada, definiremos la “constante solar” como la densidad de energía solar que llega verticalmente sobre un círculo del mismo diámetro que la Tierra y situado en la alta atmósfera. Esta constante solar se mide directamente por satélites desde finales de los años setenta del siglo pasado, y su valor se sitúa entre 1.365 y 1.368 vatios/m2, según estemos en la parte baja del ciclo solar o en la parte alta (ciclo solar que dura aproximadamente 11 años). Tomaremos como valor medio 1.366 vatios/m2.

Ahora bien, esta energía se ha de repartir entre todo el planeta, que no es un círculo plano, sino una esfera, cuya superficie es de 4 x π x D2, donde D es el diámetro de la Tierra. Como la superficie del círculo del que hemos hablado antes es de π x D2, cuatro veces inferior, la energía que recibe en promedio cada punto de la Tierra es de 1.366 / 4 = 341 vatios/m2.

Este valor no es más que una media: los polos reciben menos, el ecuador recibe más. De noche no se recibe nada, de día se recibe el doble. Se recibe menos al amanecer y al atardecer que al mediodía.

Pero no toda esta radiación solar llega a la superficie de la Tierra. Siempre como media, estos 341 vatios/m2 se reparten de la manera siguiente:

- 71 vatios/m2 se reflejan al espacio exterior por las nubes, y 30 vatios/m2 por la tierra y el mar. Es decir, un total de 101 vatios/m2, un 31 % de la energía recibida se refleja directamente al espacio exterior.

- las nubes absorben 70 vatios/m2 (un 20 % del total). Esta energía sirve para calentar las nubes.

Llegan a la superficie de la Tierra, por tanto, unos 170 vatios/m2 en promedio. Su reparto es muy irregular, y va desde los 275 vatios/m2 en las regiones con pocas nubes del Sahara y de Arabia, hasta los solamente 75 vatios/m2 en las regiones brumosas del Ártico. Estos 170 vatios/m2 sirven para calentar la tierra y el mar, y representan algo menos del 50 % de toda la energía solar recibida por el planeta.


La energía emitida por el planeta hacia el espacio

El planeta Tierra, como cualquier cuerpo, emite calor. La ley de Stefan-Boltzmann permite calcular la cantidad de calor emitida por un cuerpo. Esta cantidad es proporcional a la temperatura absoluta del cuerpo elevada a la cuarta potencia (la temperatura absoluta es la que tiene como cero el cero absoluto, que se encuentra a 273ºC bajo cero)

El planeta Tierra, al tener una temperatura superficial de unos 14ºC (287º absolutos), emite al exterior 390 vatios/m2 (la superficie de la Tierra pierde, además, una media de 104 vatios/m2 por la evaporación del agua)

Si la totalidad de estos 390 vatios/m2 escapara hacia el espacio exterior, el planeta Tierra se enfriaría, ya que perdería más energía que la que recibe del Sol: estaríamos congelados: podemos ver en el gráfico que, para que hubiera equilibrio, es decir, que el planeta Tierra emitiera 170 vatios/m2, lo mismo que llega a su superficie, la temperatura media sería de -39ºC.

Por suerte, una buena parte de esta energía no se pierde: las nubes y la atmósfera hacen de pantalla y devuelven hacia la tierra y el mar 324 vatios/m2, dejando escapar hacia el espacio exterior 40 vatios/m2 de los 390 emitidos desde la superficie. Por otra parte, las nubes y la atmósfera emiten 200 vatios/m2 de radiación infrarroja hacia el exterior, por lo que el total emitido es de 240 vatios/m2, que representan un 61 % de los 390 emitidos por la superficie.

Balance

Si hacemos un balance entre la energía que llega directamente del Sol (341 vatios/m2) y la que emite el planeta hacia el espacio exterior (101 reflejados por la nubes y la superficie + 30 reflejados directamente por la superficie + 200 emitidos por las nubes y la atmósfera = 341 vatios/m2), el balance es equilibrado.

El balance de energía en la superficie está también equilibrado: llegan 170 vatios/m2 del Sol y 324 de las nubes y de la atmósfera, que suman 494 vatios/m2. Salen 104 por la evaporación del agua y 390 que emite por estar a 14ºC (ley de Stefan-Boltzmann), que también suman 494 vatios/m2.

Mientras estos dos balances estén equilibrados, la temperatura media del planeta permanecerá constante.

Si el efecto invernadero de las nubes y de la atmósfera aumenta, devolverán hacia la superficie de la Tierra una energía superior a la indicada, lo que repercutirá en un aumento de temperatura.


Precisión de este balance

Este balance energético del planeta no es exacto. La medición de la radiación solar efectuada por diversos satélites da unas variaciones de hasta 8 vatios/m2, lo que repercute en una imprecisión de hasta 2 vatios/m2 a nivel de la superficie terrestre. Los demás intercambios tienen aún una precisión menor, y están sujetos a discusión. Sin embargo, el balance, aún con estas imprecisiones, es útil para estimar el orden de magnitud de la influencia de las variaciones que puedan producirse en cada uno de los diferentes valores.