El balance energético de la Tierra

Por: Camilo Prieto V. / 30 mayo, 2024

Los flujos de energía responsables de la temperatura de la Tierra

El balance energético de la Tierra es el equilibrio entre la energía que nuestro planeta recibe del Sol y la energía que emite de vuelta al espacio. Este balance es fundamental para mantener la temperatura de la Tierra en un rango que permita la existencia de vida tal como la conocemos.

Entrada y salida de energía

La principal fuente de energía para la Tierra es la radiación solar, que llega a la atmósfera en forma de luz visible y otras formas de radiación electromagnética. Esta energía entrante, conocida como irradiancia solar, es aproximadamente 1361 W/m². Sin embargo, no toda esta energía es absorbida por la Tierra; una parte significativa es reflejada de vuelta al espacio debido al albedo, que es la reflectividad de la Tierra. El albedo promedio de la Tierra es aproximadamente 0.3, lo que significa que alrededor del 30% de la radiación solar es reflejada. La energía que la Tierra absorbe es finalmente irradiada de vuelta al espacio en forma de radiación infrarroja. La ley de Stefan-Boltzmann establece que la cantidad de energía irradiada por un cuerpo negro (como se asume que es la Tierra en este contexto) es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura en Kelvin.

Equilibrio Energético

Para que la temperatura de la Tierra permanezca constante en el tiempo, la energía absorbida debe igualar a la energía emitida. En términos simples, si la Tierra recibe más energía de la que emite, su temperatura aumentará, y si emite más de la que recibe, su temperatura disminuirá. El balance energético de la Tierra es influenciado por diversos factores, incluyendo el efecto invernadero. Los gases de efecto invernadero en la atmósfera, como el dióxido de carbono y el metano, atrapan parte de la radiación infrarroja emitida por la Tierra, manteniendo el planeta más cálido de lo que sería sin estos gases. Para entender más a fondo este equilibrio y como varia es indispensable revisar conceptos como: la ley del cuadrado inverso, la ley de Stefan-Boltzmann y el forzamiento radiativo.

Ley del cuadrado inverso

La ley del cuadrado inverso es un principio fundamental en la física que describe cómo una cantidad física, como la irradiancia o intensidad de una onda, disminuye con el cuadrado de la distancia desde la fuente que la emite. Matemáticamente, esta ley se expresa como:

I= P / 4πr2​

Donde: I es la irradiancia (intensidad) en W/m², P es la potencia de la fuente en watts,r es la distancia desde la fuente en metros.

La corona solar es la capa más externa de la atmósfera del Sol, donde la temperatura es extremadamente alta, y emite radiación en todas las direcciones. La irradiancia de esta radiación disminuye según la ley del cuadrado inverso a medida que se aleja del Sol. Esto significa que la energía por unidad de área se reduce a medida que la distancia desde la corona aumenta. La Tierra recibe energía del Sol que se origina en la corona solar y se propaga a través del espacio. La distancia promedio entre la Tierra y el Sol es aproximadamente 149.6 millones de kilómetros (1 unidad astronómica, UA). Debido a la ley del cuadrado inverso, la irradiancia solar que llega a la Tierra es una fracción minúscula de la energía total emitida por la corona solar. La constante solar, que es la irradiancia media recibida en la atmósfera exterior de la Tierra, es aproximadamente 1361 W/m². Al aplicar la ley del cuadrado inverso, se puede comprender por qué la energía disminuye tan drásticamente con la distancia y por qué solo una pequeña parte de la enorme energía solar alcanza la Tierra. Esta disminución es crucial para mantener el equilibrio energético y las condiciones de vida en nuestro planeta.

La ley de Stefan-Boltzmann

Se trata de una ley fundamental en la física que relaciona la temperatura de un cuerpo con la energía que emite. Establece que la energía radiada por un cuerpo negro es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta (en Kelvin). La fórmula de la ley de Stefan-Boltzmann es:

E=σT4

Donde:

  • E es la energía emitida por unidad de área (W/m²), σ es la constante de Stefan-Boltzmann (5.67×10-8W/m²K⁴), T es la temperatura absoluta del cuerpo (K).

Veamos cómo esta ley se relaciona con la temperatura del sol. El Sol, con una temperatura superficial de aproximadamente 5778 K, emite una enorme cantidad de energía que se distribuye en todas las direcciones del espacio. Utilizando la ley de Stefan-Boltzmann, la irradiancia total emitida por el Sol se puede calcular. Dado que el Sol es aproximadamente un cuerpo negro:

ESol= σTSol4​

ESol= 5.67×10-8W/m²K⁴(5778K)4

ESol= 6.3 x 107 W/m2

ESol= 63 MW/m2

Teniendo en cuenta lo anterior, puede pensarse cómo sería la temperatura de la Tierra sin tener en cuenta el efecto invernadero de la atmósfera. Para calcular la temperatura de la Tierra sin atmósfera, consideramos el balance energético, donde la energía absorbida del Sol es igual a la energía radiada por la Tierra. La Tierra recibe energía solar en una sección transversal πR2 pero irradia sobre toda su superficie 4πR2. La energía solar promedio recibida por la Tierra se puede escribir como:

EEntrante=[S(1−A)]/4

Donde: S es la constante solar (~1361 W/m²), A es el albedo de la Tierra (aproximadamente 0.3).

Por tanto,

EEntrante=[1361W/m² x (1−0.3)]4≈238.25 W/m2

En equilibrio térmico, la energía absorbida (EEntrante), debe ser igual a la energía emitida (EEmitida)

EEmitida=σT4

238.25 W/m2 = 5.67 x 10-8 W/m²K⁴ x T4

Despejando T:

T4 = 238.25 W/m2 / 5.67 x 10-8 W/m²K⁴

T = ≈255 K

TCelsius​=255−273.15≈−18.15 °C

Podemos concluir que, la ley de Stefan-Boltzmann nos permite calcular la energía radiada por cuerpos en función de su temperatura. Aplicando esta ley, se puede determinar que la temperatura promedio de la Tierra sin atmósfera sería alrededor de -18°C. La atmósfera juega un papel crucial al retener el calor y mantener la temperatura de la superficie terrestre en niveles habitables, significativamente por encima de lo que sería sin esta capa protectora. Este efecto se debe principalmente a los gases de efecto invernadero que atrapan la radiación infrarroja emitida por la Tierra.

El Forzamiento radiativo

El forzamiento radiativo es un concepto clave en la climatología y se refiere al cambio en el equilibrio de energía de la Tierra debido a factores externos. Según el Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC), el forzamiento radiativo se mide en vatios por metro cuadrado (W/m²) y puede ser positivo (provocando un calentamiento) o negativo (provocando un enfriamiento). El forzamiento radiativo se define como el cambio en la radiación neta (entrante menos saliente) en la tropopausa o la cima de la atmósfera debido a un cambio en la concentración de gases de efecto invernadero, aerosoles, la radiación solar, y otros factores. Este concepto ayuda a cuantificar el impacto de estos factores en el balance energético de la Tierra.

Fuentes de Forzamiento Radiativo

  1. Gases de Efecto Invernadero (GEI):
    • Los GEI como el dióxido de carbono (CO₂), el metano (CH₄) y el óxido nitroso (N₂O) atrapan el calor en la atmósfera, aumentando el forzamiento radiativo positivo. Desde la era preindustrial, el aumento de estos gases ha sido el principal motor del calentamiento global.
  2. Aerosoles y Precursores:
    • Los aerosoles pueden tener un forzamiento radiativo tanto positivo como negativo. Por ejemplo, los aerosoles de sulfato tienen un efecto de enfriamiento (forzamiento negativo) al reflejar la radiación solar de vuelta al espacio, mientras que el hollín puede absorber la radiación y calentar la atmósfera (forzamiento positivo).
  3. Cambios en el Uso de la Tierra:
    • Las actividades humanas como la deforestación y la urbanización cambian el albedo (la reflectividad) de la superficie terrestre, afectando el forzamiento radiativo. Por ejemplo, la deforestación reduce el albedo, lo que aumenta el forzamiento radiativo positivo.
  4. Variaciones Solares:
    • Cambios en la irradiancia solar también afectan el forzamiento radiativo. Aumentos en la actividad solar aumentan el forzamiento radiativo positivo, aunque estos cambios suelen ser menores en comparación con los efectos de los GEI.

El forzamiento radiativo se utiliza para comparar el impacto relativo de diferentes factores en el cambio climático. Según el AR-5 del IPCC:

“El forzamiento radiativo antropógeno total de 2011, en relación con 1750, es de 2,29 [1,13 a 3,33] W/m2 y ha aumentado más rápidamente desde 1970 que en decenios anteriores. La mejor estimación del forzamiento radiativo antropógeno total de 2011 es un 43% superior al previsto en el Cuarto Informe de Evaluación para el año 2005. Esto es debido a una combinación del crecimiento continuado en la mayoría de las concentraciones de gases de efecto invernadero y a estimaciones más precisas del forzamiento radiativo por aerosoles, que indican un efecto de enfriamiento neto más débil (forzamiento radiativo negativo)”

AR5 IPCC

El forzamiento radiativo es crucial para los modelos climáticos que predicen el futuro del clima de la Tierra. Un forzamiento radiativo positivo neto indica un calentamiento del sistema climático, mientras que un forzamiento negativo indica un enfriamiento. La comprensión y cuantificación precisa del forzamiento radiativo ayudan a los científicos y a los responsables de políticas a desarrollar estrategias efectivas para mitigar el cambio climático y adaptarse a sus impactos.

Referencias

  1. Aisenshtat, B. A., 1966. Investigations on the heat budget of Central Asia, in Sowremennye Problemy Klimatologii, M. I. Budyko (ed.). Leningrad: Meorol. Gidrol, pp. 83–129.
  2. AR5- IPCC https://www.ipcc.ch/site/assets/uploads/2018/03/WG1AR5_SPM_brochure_es.pdf
  3. Coulter, R. L., and M. L. Wesely, 1980. Estimates of surface heat flux from sodar and laser scintillation measurements in the unstable boundary layer, Jour. Appl. Meteorol. 19(10), 1209–1222.
  4. Greenland, D. (1987). Energy budget climatology . In: Climatology. Encyclopedia of Earth Science. Springer, Boston, MA. https://doi.org/10.1007/0-387-30749-4_70
  5. Shuttleworth, W. J., D. D. McNeil. and C. J. Moore, 1982. A switched continuous-wave sonic anemometer for measuring surface heat fluxes. Boundary Layer Meteorol. 23, 425–448.