El forzamiento radiativo es la diferencia entre la irradiancia solar (luz solar) absorbida por la Tierra y la energía irradiada al espacio. [1] Es la base científica del efecto invernadero en los planetas y desempeña un papel importante en los modelos computacionales del balance energético y el clima de la Tierra . Los cambios en el equilibrio radiativo de la Tierra que hacen que las temperaturas suban o bajen durante períodos decenales se denominan forzamientos climáticos . [2]
El forzamiento radiativo positivo significa que la Tierra recibe más energía entrante de la luz solar de la que irradia al espacio. Esta ganancia neta de energía provocará un 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 enfriamiento. Un planeta en equilibrio radiativo con su estrella madre y el resto del espacio se puede caracterizar por un forzamiento radiativo neto cero y por una temperatura de equilibrio planetario . [3]
El forzamiento radiativo en la Tierra se evalúa de manera significativa en la tropopausa y en la parte superior 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 radiativamente 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 radiada determina la temperatura global media. Debido a que la atmósfera absorbe parte de la energía de onda larga reradiada, el planeta está más caliente de lo que sería en ausencia de la atmósfera : ver efecto invernadero .
El balance de 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 y cambia el equilibrio. Esto sucede continuamente a medida que la luz solar incide en la superficie, se forman nubes y aerosoles, las concentraciones de gases atmosféricos varían y las estaciones alteran la cubierta vegetal .
Uso del IPCC
El informe AR4 del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (IPCC) define los forzamientos radiativos como: [5]
"El forzamiento radiativo es una medida de la influencia que tiene un factor en la alteración del equilibrio de la energía entrante y saliente en el sistema Tierra-atmósfera y es un índice de la importancia del factor como posible mecanismo de cambio climático. En este informe, los valores del forzamiento radiativo son para cambios relativos a las condiciones preindustriales definidas en 1750 y se expresan en vatios por metro cuadrado (W / m 2 ) ".
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". [6] En el contexto del cambio climático , el término "forzamiento" se restringe a los 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 funcionamiento ( es decir, , sin efectos secundarios inducidos debido a cambios en los movimientos troposféricos o su estado termodinámico ), y sin cambios inducidos dinámicamente en la cantidad y distribución del agua atmosférica (vapor, líquido y formas sólidas).
Estimaciones básicas
El forzamiento radiativo puede evaluarse por su dependencia de diferentes factores externos al sistema climático. [7] Excepto cuando sea necesario y se indique, las estimaciones básicas que siguen no incluyen retroalimentaciones indirectas (positivas o negativas) que también ocurren a través de las respuestas del sistema terrestre. Los cambios forzosos (ΔF) se expresan como promedios anuales sobre la superficie total del planeta. Pueden ser importantes en el contexto del forzamiento climático global durante períodos que abarcan décadas o más. [8]
Forzamiento debido a cambios en la irradiancia solar.
La intensidad de la radiación solar, incluidas todas las longitudes de onda, es la irradiancia solar total (TSI) y, a veces, también se la denomina erróneamente 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. [9] La TSI de la Tierra varía tanto con la actividad solar como con la dinámica orbital planetaria. Múltiples instrumentos basados en satélites, incluidos ERB , ACRIM 1-3 , VIRGO y TIM [10] [11], han medido continuamente TSI con precisión y precisión mejoradas desde 1978. [12]
Aproximando a la Tierra como una esfera , el área de la sección transversal expuesta al Sol () es igual a un cuarto del área de la superficie del planeta (). La cantidad promedio anual y mundial de irradiancia solar por metro cuadrado de la superficie atmosférica de la Tierra () es, por tanto, igual a una cuarta parte de TSI, y tiene un valor casi constante de .
Ciclos anuales
La Tierra sigue una órbita elíptica alrededor del Sol, de modo que el TSI recibido en cualquier caso fluctúa entre aproximadamente 1321 W m -2 (en el afelio a principios de julio) y 1412 W m -2 (en el perihelio a principios de enero), o por lo tanto, aproximadamente + / -3,4% durante cada año. [13] El cambio en el forzamiento radiativo instantáneo 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. [14] Estos ciclos repetidos contribuyen a un forzamiento neto cero (por definición) en el contexto de cambios climáticos que se prolongan durante décadas.
Actividad de las manchas solares
La TSI anual promedio varía entre aproximadamente 1360 W m -2 y 1362 W m -2 (+/- 0.05%) en el transcurso de un ciclo típico de actividad de manchas solares de 11 años . [15] Las observaciones de las manchas solares se han registrado desde aproximadamente el año 1600 y muestran evidencia de oscilaciones más largas (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. [dieciséis]
Las variaciones de TSI asociadas con las manchas solares contribuyen a un forzamiento neto pequeño pero distinto de cero en el contexto de cambios climáticos decenales. [12] Algunas investigaciones sugieren que pueden haber influido en parte en los cambios climáticos durante la Pequeña Edad de Hielo , junto con cambios simultáneos en la actividad volcánica y la deforestación. [17] Desde finales del siglo XX, el TSI medio ha mostrado una tendencia ligeramente más baja junto con una tendencia a la baja en la actividad de las manchas solares . [18]
Turnos 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 duración similar en la excentricidad (o elipticidad) orbital de la Tierra, la oblicuidad orbital y la dirección de inclinación. [19] Entre estos, el ciclo de 100.000 años de excentricidad hace que el TSI fluctúe en aproximadamente +/- 0,2%. [20] Actualmente, la excentricidad de la Tierra se está acercando a su mínima elíptica (la más circular), lo que hace que la TSI anual promedio disminuya muy lentamente. [19] Las simulaciones también indican que la dinámica orbital de la Tierra se mantendrá estable, incluidas estas variaciones, durante al menos los próximos 10 millones de años. [21]
Envejecimiento solar
Nuestro Sol ha consumido aproximadamente la mitad de su combustible de hidrógeno desde que se formó hace aproximadamente 4.500 millones de años. [22] La TSI seguirá aumentando lentamente durante el proceso de envejecimiento a un ritmo de aproximadamente un 1% cada 100 millones de años. Tal tasa de cambio es demasiado pequeña para ser detectable dentro de las mediciones y es insignificante en escalas de tiempo humanas.
Resumen de forzamiento de TSI
Δτ | ΔF (W m -2 ) | |
---|---|---|
Ciclo anual | +/- 0.034 [13] | 0 (neto) |
Actividad de las manchas solares | - 5e-4 [15] | - 0,1 [18] [23] |
Desplazamiento orbital | - 4e-7 [20] | - 1e-4 |
Envejecimiento solar | + 1e-9 [22] | + 2e-7 |
Las variaciones fraccionales máximas (Δτ) en la irradiancia solar de la Tierra durante la última década se resumen en la tabla adjunta. Cada variación discutida anteriormente contribuye a un forzamiento de:
- ,
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 continúen siendo menores, a pesar de algunas físicas solares aún por descubrir . [18] [24]
Obligado 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%). [25]
Los componentes atmosféricos contribuyen alrededor de las tres cuartas partes del albedo de la Tierra, y las nubes por sí solas son responsables de la mitad. Los roles pronunciados de las nubes y el vapor de agua están relacionados con la presencia mayoritaria de agua líquida que cubre la corteza del planeta . Los patrones globales en la formación y circulación de las nubes son fenómenos muy complejos con acoplamientos con 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 hacia el norte. [26]
Múltiples instrumentos basados en satélites, incluidos MODIS , VIIR y CERES, han monitoreado continuamente el albedo de la Tierra desde 1998. [27] Las imágenes Landsat disponibles desde 1972 también se han utilizado en algunos estudios. [28] La precisión de la medición ha mejorado y los resultados han convergido en los últimos años, lo que permite una evaluación más segura de la reciente influencia de fuerza decenal del albedo planetario. [26] No obstante, el registro de datos existente todavía es demasiado corto para respaldar predicciones a más largo plazo o para 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 parte en respuesta al ciclo de forzamiento solar. Junto con las respuestas atmosféricas, lo más evidente para los habitantes de la superficie son los cambios en la vegetación, la nieve y la cobertura 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 de la época de cada equinoccio solar. [26] Este ciclo repetitivo contribuye al forzamiento neto cero en el contexto de cambios climáticos que se prolongan durante décadas.
Variabilidad interanual
Los albedos regionales cambian de un año a otro debido a cambios que surgen de procesos naturales, acciones humanas y retroalimentaciones del sistema. Por ejemplo, los actos humanos de deforestación generalmente aumentan la reflectividad de la Tierra, mientras que la introducción de almacenamiento de agua y 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 a 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. [26] Junto con la equivalencia hemisférica, algunos investigadores interpretan las diferencias interanuales notablemente pequeñas como evidencia de que el albedo planetario puede estar restringido actualmente 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. [29]
Resumen de forzamiento de albedo
Δα | ΔF (W m -2 ) | |
---|---|---|
Ciclo anual | +/- 0.07 [26] | 0 (neto) |
Variación interanual | +/- 0,001 [26] | - / + 0,1 |
Las variaciones fraccionales medidas (Δα) en el albedo de la Tierra durante la primera década del siglo XXI se resumen en la tabla adjunta. Similar a TSI, el forzamiento radiativo debido a un cambio fraccional en el albedo planetario (Δα) es:
- .
Las observaciones satelitales muestran que varias retroalimentaciones del sistema terrestre han estabilizado el albedo planetario a pesar de los recientes cambios naturales y provocados por el hombre. [27] 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 usar códigos de transferencia radiativa que examinan cada línea espectral en busca de condiciones atmosféricas para calcular el cambio forzado ΔF en función de un cambio en su concentración. Estos cálculos pueden simplificarse en una formulación algebraica que sea específica para ese gas.
Dióxido de carbono
Una expresión de aproximación de primer orden simplificada para el dióxido de carbono es: [30]
- ,
donde C es el CO
2concentración en partes por millón (ppm) por volumen y C 0 es la concentración de referencia (278 ppm en el año 1750}) antes de cambios antropogénicos sustanciales.
La carga atmosférica de gases de efecto invernadero debido a la actividad humana ha crecido con especial rapidez durante las últimas décadas (aproximadamente desde el año 1950). El aumento del 50% (C / C 0 = 1,5) para CO
2 realizado a partir del año 2020 corresponde a . En comparación, se podría requerir un aumento sostenido del 1% en TSI o una disminución del 2% en el albedo para inducir una magnitud similar de forzamiento, según estas estimaciones básicas. Suponiendo que no haya cambios en la trayectoria de crecimiento de las emisiones, una duplicación (C / C 0 = 2) en las próximas décadas correspondería a ΔF = + 3,7 W m -2 .
La relación entre CO
2y el forzamiento radiativo es logarítmico a concentraciones de hasta ocho veces el valor actual. Por tanto, concentraciones elevadas tienen un efecto de calentamiento progresivamente menor. [31] Sin embargo, la aproximación de primer orden es inexacta a concentraciones más altas y no hay saturación en la absorción de radiación infrarroja por CO.
2. [32]
Otros gases traza
Se aplican fórmulas algo diferentes para otras trazas de gases de efecto invernadero como el metano y el nitrógeno.2O (dependencia de la raíz cuadrada) o CFC (lineal), con coeficientes que se pueden encontrar, por ejemplo, en losinformes del IPCC . [33] Un estudio del año 2016 sugiere una revisión significativa de la fórmula del IPCC de metano. [34] Los forzamientos de los gases traza más influyentes en la atmósfera terrestre se incluyen en la sección que describe las tendencias de crecimiento recientes y en la lista del IPCC de gases de efecto invernadero .
Vapor de agua
El vapor de agua es el principal gas de efecto invernadero de la Tierra actualmente 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 en un 7% con cada grado (° C) de aumento de temperatura (ver también: relación Clausius-Clapeyron ). [35] Por lo tanto, en escalas de tiempo prolongadas, el vapor de agua se comporta como una retroalimentación del sistema que amplifica el forzamiento radiativo impulsado por el crecimiento de dióxido de carbono y otros gases traza. [36]
Tendencias de crecimiento recientes
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 a continuación (derivadas 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 duración y bien mezclados que han ido aumentando en la atmósfera terrestre desde la revolución industrial. [39] El cuadro incluye las contribuciones forzadas directas del dióxido de carbono ( CO
2), metano ( CH
4), óxido nitroso ( N
2O ); clorofluorocarbonos (CFC) 12 y 11 ; y otros quince gases halogenados . [40] Estos datos no incluyen las contribuciones de forzamiento significativas de los gases o aerosoles de vida más corta y menos 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.
Año | CO 2 | CH 4 | norte 2O | CFC-12 | CFC-11 | 15 menores | Total | CO 2-eq ppm | AGGI 1990 = 1 | AGGI % de variación |
---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
1979 | 1.027 | 0.406 | 0.104 | 0.092 | 0.039 | 0,031 | 1.699 | 382 | 0,786 | |
1980 | 1.058 | 0.413 | 0.104 | 0,097 | 0,042 | 0,034 | 1.748 | 385 | 0,808 | 2.8 |
1981 | 1.077 | 0,420 | 0.107 | 0.102 | 0.044 | 0,036 | 1,786 | 388 | 0,826 | 2.2 |
mil novecientos ochenta y dos | 1.089 | 0,426 | 0,111 | 0.108 | 0,046 | 0,038 | 1.818 | 391 | 0,841 | 1.8 |
1983 | 1,115 | 0,429 | 0,113 | 0,113 | 0,048 | 0.041 | 1.859 | 394 | 0,860 | 2.2 |
1984 | 1.140 | 0.432 | 0,116 | 0,118 | 0,050 | 0.044 | 1.900 | 397 | 0,878 | 2.2 |
1985 | 1,162 | 0.437 | 0,118 | 0,123 | 0.053 | 0.047 | 1.940 | 399 | 0,897 | 2.1 |
1986 | 1,184 | 0,442 | 0,122 | 0,129 | 0,056 | 0,049 | 1.982 | 403 | 0,916 | 2.2 |
1987 | 1.211 | 0,447 | 0,120 | 0,135 | 0,059 | 0.053 | 2.025 | 406 | 0,936 | 2.2 |
1988 | 1.250 | 0.451 | 0,123 | 0,143 | 0.062 | 0,057 | 2.085 | 410 | 0,964 | 3,0 |
1989 | 1.274 | 0,455 | 0,126 | 0,149 | 0,064 | 0.061 | 2.130 | 414 | 0,984 | 2.1 |
1990 | 1.293 | 0,459 | 0,129 | 0,154 | 0,065 | 0,065 | 2.165 | 417 | 1.000 | 1,6 |
1991 | 1.313 | 0,463 | 0.131 | 0,158 | 0,067 | 0,069 | 2.199 | 419 | 1.016 | 1,6 |
1992 | 1.324 | 0,467 | 0,133 | 0,162 | 0,067 | 0.072 | 2.224 | 421 | 1.027 | 1.1 |
1993 | 1.334 | 0,467 | 0,134 | 0,164 | 0,068 | 0,074 | 2.239 | 422 | 1.034 | 0,7 |
1994 | 1.356 | 0.470 | 0,134 | 0,166 | 0,068 | 0,075 | 2.269 | 425 | 1.048 | 1.4 |
1995 | 1.383 | 0,472 | 0,136 | 0,168 | 0,067 | 0.077 | 2.303 | 428 | 1.064 | 1,6 |
1996 | 1.410 | 0.473 | 0,139 | 0,169 | 0,067 | 0,078 | 2.336 | 430 | 1.079 | 1,5 |
1997 | 1.426 | 0,474 | 0,142 | 0,171 | 0,067 | 0,079 | 2.357 | 432 | 1.089 | 1.0 |
1998 | 1,465 | 0,478 | 0,145 | 0,172 | 0,067 | 0,080 | 2.404 | 436 | 1,111 | 2.2 |
1999 | 1,495 | 0,481 | 0,148 | 0,173 | 0.066 | 0.082 | 2.443 | 439 | 1.129 | 1.8 |
2000 | 1.513 | 0,481 | 0,151 | 0,173 | 0.066 | 0.083 | 2.455 | 441 | 1,139 | 1.1 |
2001 | 1.535 | 0,480 | 0,153 | 0,174 | 0,065 | 0.085 | 2.492 | 443 | 1,151 | 1.2 |
2002 | 1.564 | 0,481 | 0,156 | 0,174 | 0,065 | 0.087 | 2.525 | 446 | 1,167 | 1,5 |
2003 | 1,601 | 0.483 | 0,158 | 0,174 | 0,064 | 0,088 | 2.566 | 449 | 1,186 | 1,9 |
2004 | 1.627 | 0.483 | 0,160 | 0,174 | 0,063 | 0.090 | 2.596 | 452 | 1.199 | 1.4 |
2005 | 1.655 | 0.482 | 0,162 | 0,173 | 0,063 | 0.092 | 2.626 | 454 | 1.213 | 1.4 |
2006 | 1,685 | 0.482 | 0,165 | 0,173 | 0.062 | 0,095 | 2.661 | 457 | 1.230 | 1,6 |
2007 | 1.710 | 0.484 | 0,167 | 0,172 | 0.062 | 0,097 | 2.692 | 460 | 1.244 | 1.4 |
2008 | 1.739 | 0.486 | 0,170 | 0,171 | 0.061 | 0,100 | 2.728 | 463 | 1.260 | 1,7 |
2009 | 1.760 | 0,489 | 0,172 | 0,171 | 0.061 | 0.103 | 2.755 | 465 | 1.273 | 1.2 |
2010 | 1.791 | 0,491 | 0,174 | 0,170 | 0,060 | 0.106 | 2.792 | 469 | 1.290 | 1,7 |
2011 | 1.818 | 0.492 | 0,178 | 0,169 | 0,060 | 0.109 | 2.824 | 471 | 1.305 | 1,5 |
2012 | 1.846 | 0,494 | 0,181 | 0,168 | 0,059 | 0,111 | 2.858 | 474 | 1.320 | 1,5 |
2013 | 1.884 | 0,496 | 0,184 | 0,167 | 0,059 | 0,114 | 2.901 | 478 | 1.340 | 2.0 |
2014 | 1.909 | 0.499 | 0.187 | 0.166 | 0.058 | 0.116 | 2.935 | 481 | 1.356 | 1.6 |
2015 | 1.938 | 0.504 | 0.190 | 0.165 | 0.058 | 0.118 | 2.974 | 485 | 1.374 | 1.8 |
2016 | 1.985 | 0.507 | 0.193 | 0.164 | 0.057 | 0.122 | 3.028 | 490 | 1.399 | 2.5 |
2017 | 2.013 | 0.509 | 0.195 | 0.163 | 0.057 | 0.124 | 3.062 | 493 | 1.374 | 1.6 |
2018 | 2.044 | 0.512 | 0.199 | 0.162 | 0.057 | 0.127 | 3.101 | 496 | 1.433 | 1.8 |
2019 | 2.076 | 0.516 | 0.202 | 0.161 | 0.057 | 0.129 | 3.140 | 500 | 1.451 | 1.8 |
These data show that CO
2 dominates the total forcing, with methane and chlorofluorocarbons (CFC) becoming relatively smaller contributors to the total forcing over time.[39] The five major greenhouse gases account for about 96% of the direct radiative forcing by long-lived greenhouse gas increases since 1750. The remaining 4% is contributed by the 15 minor halogenated gases.
It might be observed that the total forcing for year 2016, 3.027 W m−2, together with the commonly accepted value of climate sensitivity parameter λ, 0.8 K /(W m−2), results in an increase in global temperature of 2.4 K, much greater than the observed increase, about 1.2 K.[41] Part of this difference is due to lag in the global temperature achieving steady state with the forcing. The remainder of the difference is due to negative aerosol forcing[42][circular reference], climate sensitivity being less than the commonly accepted value, or some combination thereof.[43]
The table also includes an "Annual Greenhouse Gas Index" (AGGI), which is defined as the ratio of the total direct radiative forcing due to long-lived greenhouse gases for any year for which adequate global measurements exist to that which was present in 1990.[39] 1990 was chosen because it is the baseline year for the Kyoto Protocol. This index is a measure of the inter-annual changes in conditions that affect carbon dioxide emission and uptake, methane and nitrous oxide sources and sinks, the decline in the atmospheric abundance of ozone-depleting chemicals related to the Montreal Protocol. and the increase in their substitutes (hydrogenated CFCs (HCFCs) and hydrofluorocarbons (HFC). Most of this increase is related to CO
2. For 2013, the AGGI was 1.34 (representing an increase in total direct radiative forcing of 34% since 1990). The increase in CO
2 forcing alone since 1990 was about 46%. The decline in CFCs considerably tempered the increase in net radiative forcing.
An alternative table prepared for use in climate model intercomparisons conducted under the auspices of IPCC and including all forcings, not just those of greenhouse gases.[44]
Observación directa
Earth's global radiation balance fluctuates as the planet rotates and orbits the Sun, and as global-scale thermal anomalies arise and dissipate within the terrestrial, oceanic and atmospheric systems (e.g. ENSO).[45] Consequently, the planet's 'instantaneous radiative forcing' (IRF) is also dynamic and naturally fluctuates between states of overall warming and cooling. The combination of periodic and complex processes that give rise to these natural variations will typically revert over periods lasting as long as a few years to produce a net-zero average IRF. Such fluctuations also mask the longer-term (decade-long) forcing trends due to human activities, and thus make direct observation of such trends challenging.[46]
Earth's radiation balance has been continuously monitored by NASA's Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) instruments since year 1998.[48][49] Each scan of the globe provides an estimate of the total (all-sky) instantaneous radiation balance. This data record captures both the natural fluctuations and human influences on IRF; including changes in greenhouse gases, aerosols, land surface, etc. The record also includes the lagging radiative responses to the radiative imbalances; occurring mainly by way of Earth system feedbacks in temperature, surface albedo, atmospheric water vapor and clouds.[50][51]
Researchers have used measurements from CERES, AIRS, CloudSat and other satellite-based instruments within NASA's Earth Observing System to parse out contributions by the natural fluctuations and system feedbacks. Removing these contributions within the multi-year data record allows observation of the anthropogenic trend in top-of-atmosphere (TOA) IRF. The data analysis has also been done in a way that is computationally efficient and independent of most related modelling methods and results. Radiative forcing was thus directly observed to have risen by +0.53 W m-2 (+/-0.11 W m-2) from years 2003 to 2018. About 20% of the increase was associated with a reduction in the atmospheric aerosol burden, and most of the remaining 80% was attributed to the rising burden of greenhouse gases.[46][52][53]
A rising trend in the radiative imbalance due to increasing global CO
2 has been previously observed by ground-based instruments. For example, such measurements have been separately gathered under clear-sky conditions at two Atmospheric Radiation Measurement (ARM) sites in Oklahoma and Alaska.[54] Each direct observation found that the associated radiative (infrared) heating experienced by surface dwellers rose by +0.2 W m-2 (+/-0.07 W m-2) during the decade ending 2010.[55][56] In addition to its focus on longwave radiation and the most influential forcing gas (CO
2) only, this result is proportionally less than the TOA forcing due to its buffering by atmospheric absorption.
Sensibilidad climática
Radiative forcing can be used to estimate a subsequent change in steady-state (often denoted "equilibrium") surface temperature (ΔTs) arising from that forcing via the equation:
where λ is commonly denoted the climate sensitivity parameter, usually with units K/(W/m2), and ΔF is the radiative forcing in W/m2.[57] A typical value of λ, 0.8 K/(W/m2), gives an increase in global temperature of about 1.6 K above the 1750 reference temperature due to the increase in CO
2 over that time (278 to 405 ppm, for a forcing of 2.0 W/m2), and predicts a further warming of 1.4 K above present temperatures if the CO
2 mixing ratio in the atmosphere were to become double its pre-industrial value; both of these calculations assume no other forcings.[58]
Historically, radiative forcing displays the best predictive capacity for specific types of forcing such as greenhouse gases.[59] It is less effective for other anthropogenic influences like soot. A new framework called ‘effective radiative forcing’ or ERF removes the effect of rapid adjustments within the atmosphere that are unrelated to longer term surface temperature responses.[59] ERF means different factors driving climate change can be placed onto a level playing field to enable comparison of their effects and a more consistent view of how global surface temperature responds to various types of human forcing.[59]
Métricas relacionadas
Other metrics can be constructed for the same purpose as radiative forcing. For example Shine et al.[60] say "... recent experiments indicate that for changes in absorbing aerosols and ozone, the predictive ability of radiative forcing is much worse ... we propose an alternative, the 'adjusted troposphere and stratosphere forcing'. We present GCM calculations showing that it is a significantly more reliable predictor of this GCM's surface temperature change than radiative forcing. It is a candidate to supplement radiative forcing as a metric for comparing different mechanisms ...". In this quote, GCM stands for "global circulation model", and the word "predictive" does not refer to the ability of GCMs to forecast climate change. Instead, it refers to the ability of the alternative tool proposed by the authors to help explain the system response.
Therefore, the concept of radiative forcing has been evolving from the initial proposal, named nowadays instantaneous radiative forcing (IRF), to other proposals that aims to relate better the radiative imbalance with global warming (global surface mean temperature). In this sense the adjusted radiative forcing, in its different calculation methodologies, estimates the imbalance once the stratosphere temperatures has been modified to achieve a radiative equilibrium in the stratosphere (in the sense of zero radiative heating rates). This new methodology is not estimating any adjustment or feedback that could be produced on the troposphere (in addition to stratospheric temperature adjustments), for that goal another definition, named effective radiative forcing has been introduced.[61] In general the ERF is the recommendation of the CMIP6 radiative forcing analysis [62] although the stratospherically adjusted methodologies are still being applied in those cases where the adjustments and feedbacks on the troposphere are considered not critical, like in the well mixed greenhouse gases and ozone.[63][64] A methodology named radiative kernel approach allows to estimate the climate feedbacks within an offline calculation based on a linear approximation [65]
Ver también
- Climate sensitivity
- Anthropogenic heat
- Emission standard
- Global warming potential
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