efecto invernadero (Greenhouse effect)

El efecto invernadero describe un fenómeno en el que los gases atmosféricos, capaces de retener el calor, impiden la disipación de energía térmica de un planeta hacia el espacio, elevando en consecuencia la temperatura de su superficie. Este calentamiento de la superficie puede deberse a una fuente de calor intrínseca, como se observa en Júpiter, o a una fuente extrínseca, como una estrella anfitriona. En la Tierra, la radiación solar de onda corta, o luz solar, penetra los gases de efecto invernadero para calentar la superficie planetaria. Posteriormente, la superficie de la Tierra emite radiación de onda larga, que es absorbida predominantemente por estos gases atmosféricos, disminuyendo así la eficiencia de enfriamiento del planeta.

El efecto invernadero se produce cuando los gases que atrapan el calor en la atmósfera de un planeta impiden que el planeta pierda calor al espacio, elevando la temperatura de su superficie. El calentamiento de la superficie puede deberse a una fuente de calor interna (como en el caso de Júpiter) o provenir de una fuente externa, como una estrella anfitriona. En el caso de la Tierra, el Sol emite radiación de onda corta (luz solar) que atraviesa gases de efecto invernadero para calentar la superficie terrestre. En respuesta, la superficie de la Tierra emite radiación de onda larga que es absorbida en su mayor parte por los gases de efecto invernadero, lo que reduce la velocidad a la que la Tierra puede enfriarse.

Sin el efecto invernadero, la temperatura media de la superficie de la Tierra se desplomaría a aproximadamente -18 °C (-0,4 °F), una reducción significativa en comparación con el promedio del siglo XX de alrededor de 14 °C (57 °F). Más allá de los gases de efecto invernadero que se producen naturalmente, la combustión antropogénica de combustibles fósiles ha provocado elevadas concentraciones atmosféricas de dióxido de carbono y metano. En consecuencia, se ha observado un calentamiento global de aproximadamente 1,2 °C (2,2 °F) desde la Revolución Industrial, y la temperatura superficial promedio global ha aumentado a un ritmo decenal de 0,18 °C (0,32 °F) desde 1981.

Toda entidad que posee una temperatura superior al cero absoluto emite invariablemente radiación térmica. Las distintas temperaturas superficiales del Sol y la Tierra explican las diferentes longitudes de onda de la radiación térmica emitida. Con una temperatura superficial de 5500 °C (9900 °F), el Sol irradia energía principalmente como radiación de onda corta, abarcando longitudes de onda visibles y del infrarrojo cercano (luz solar). Por el contrario, la temperatura superficial significativamente más baja de la Tierra da como resultado la emisión de radiación de onda larga dentro del espectro del infrarrojo medio y lejano. Un gas se clasifica como gas de efecto invernadero si demuestra capacidad para absorber radiación de onda larga. La atmósfera de la Tierra absorbe selectivamente sólo el 23% de la radiación de onda corta incidente, pero captura el 90% de la radiación de onda larga que emana de la superficie, facilitando así la acumulación de energía y contribuyendo al calentamiento de la superficie de la Tierra.

El concepto de efecto invernadero, aunque inicialmente no se denominó como tal, fue propuesto por primera vez por Joseph Fourier en 1824. Claude Pouillet reforzó posteriormente esta hipótesis y la evidencia que la respalda en 1827 y 1838. En 1856, Eunice Newton Foote demostró experimentalmente que el calentamiento solar es más pronunciado en el aire que contiene vapor de agua en comparación con el aire seco, observándose un efecto aún mayor en presencia de dióxido de carbono. El término específico invernadero fue asociado por primera vez con este fenómeno atmosférico por Nils Gustaf Ekholm en 1901.

Definición

En la Tierra, el efecto invernadero se define formalmente como: "El efecto radiativo infrarrojo de todos los componentes de la atmósfera que absorben infrarrojos. Los gases de efecto invernadero (GEI), las nubes y algunos aerosoles absorben la radiación terrestre emitida por la superficie de la Tierra y otras partes de la atmósfera".

El efecto invernadero mejorado se refiere a la intensificación del efecto invernadero natural resultante de un aumento antropogénico en la concentración atmosférica de gases de efecto invernadero. (GEI).

Terminología

La nomenclatura efecto invernadero proviene de una analogía con los invernaderos hortícolas. Si bien tanto los invernaderos como el efecto invernadero funcionan para retener el calor solar, sus mecanismos subyacentes de retención de calor divergen. Los invernaderos logran principalmente la retención térmica impidiendo la convección, que es el movimiento del aire. Por el contrario, el efecto invernadero atmosférico conserva el calor al limitar la transferencia radiativa a través de la atmósfera y disminuir la velocidad a la que la radiación térmica escapa al espacio extraterrestre.

Historia del descubrimiento y la investigación

La propuesta inicial de la existencia del efecto invernadero, aunque sin su designación actual, fue propuesta por Joseph Fourier en 1824. Posteriormente, Claude Pouillet proporcionó apoyo y pruebas adicionales para este concepto en 1827 y 1838. En 1856, Eunice Newton Foote realizó experimentos que demostraban que la influencia de calentamiento del Sol es más pronunciada en el aire que contiene vapor de agua que en el aire seco, observándose un efecto aún más significativo con el dióxido de carbono. Sus hallazgos la llevaron a concluir que "Una atmósfera de ese gas le daría a nuestra Tierra una temperatura alta..."

John Tyndall fue pionero en la medición de la absorción y emisión de infrarrojos de diversos gases y vapores. A partir de 1859, sus investigaciones demostraron que este fenómeno era el resultado de un componente atmosférico menor, sin que los gases atmosféricos primarios mostraran ninguna influencia. Se identificó al vapor de agua como el factor predominante, aunque incluso pequeñas concentraciones de hidrocarburos y dióxido de carbono ejercieron un impacto notable. Svante Arrhenius cuantificó aún más este efecto en 1896, produciendo el pronóstico cuantitativo inicial del calentamiento global basado en una hipotética duplicación del dióxido de carbono atmosférico. Nils Gustaf Ekholm aplicó por primera vez el término invernadero para describir este fenómeno en 1901.

Medición

La radiación térmica es emitida por la materia a una velocidad directamente proporcional a la cuarta potencia de su temperatura absoluta. Una parte de la radiación que emana de la superficie de la Tierra es posteriormente absorbida por los gases de efecto invernadero y las nubes atmosféricas. Sin esta absorción, la superficie de la Tierra mantendría una temperatura promedio de aproximadamente -18 °C (-0,4 °F). Por el contrario, debido a esta absorción, la temperatura promedio de la superficie de la Tierra es de aproximadamente 15 °C (59 °F). En consecuencia, el efecto invernadero de la Tierra se puede cuantificar como un cambio de temperatura de 33 °C (59 °F).

El contenido energético de la radiación térmica normalmente se cuantifica en vatios por metro cuadrado (W/m²). Alternativamente, los investigadores evalúan el efecto invernadero comparando la radiación térmica de onda larga emitida desde la superficie de la Tierra con la cantidad que finalmente escapa al espacio. Actualmente, la radiación de onda larga sale de la superficie a una velocidad promedio de 398 W/m², pero sólo 239 W/m§4^{5§ atraviesan con éxito el espacio. Por lo tanto, el efecto invernadero de la Tierra también se puede expresar como un cambio en el flujo de energía de 159 W/m§89§. Este efecto también se puede representar como una fracción (0,40) o un porcentaje (40%) de la radiación térmica de onda larga que se origina en la superficie de la Tierra pero que no llega al espacio exterior.}

Independientemente de si el efecto invernadero se cuantifica como un diferencial de temperatura o como una variación en la radiación térmica de onda larga, el fenómeno subyacente que se mide sigue siendo idéntico.

Papel en el cambio climático

La intensificación del efecto invernadero, impulsada por las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero adicionales, se denomina efecto invernadero mejorado. Este aumento del forzamiento radiativo, resultante de las actividades humanas, se ha observado directamente y se atribuye principalmente a las elevadas concentraciones de dióxido de carbono atmosférico. Dichos aumentos también se han deducido de mediciones realizadas por ARGO, CERES y otros instrumentos a lo largo del siglo XXI.

El dióxido de carbono (CO₂) se origina en la combustión de combustibles fósiles y otras actividades humanas, incluida la fabricación de cemento y la deforestación tropical. Los datos del Observatorio Mauna Loa indican que las concentraciones de CO₂ aumentaron de aproximadamente 313 partes por millón (ppm) en 1960, superando el umbral de 400 ppm en 2013. El CO§4_{5§ superan los máximos geológicos (aproximadamente 300 ppm) documentados en los registros de núcleos de hielo.}

El análisis de los datos de los núcleos de hielo que abarcan los últimos 800.000 años revela que las concentraciones de dióxido de carbono atmosférico han fluctuado entre un mínimo de 180 ppm y un nivel preindustrial de 270 ppm. Los paleoclimatólogos consideran estas variaciones en la concentración de dióxido de carbono como un determinante fundamental de las fluctuaciones climáticas a lo largo de este período geológico.

Balance energético y temperatura

Radiación de onda corta entrante

La materia a temperaturas más altas emite radiación con longitudes de onda más cortas. En consecuencia, el Sol irradia energía de onda corta, percibida como luz solar, mientras que la Tierra y su atmósfera emiten radiación de onda larga. La luz solar abarca la radiación ultravioleta, visible e infrarroja cercana.

La radiación solar entrante es reflejada y absorbida por la superficie de la Tierra y su atmósfera. Aproximadamente el 23% de esta radiación es reflejada por la atmósfera y las nubes, que también absorben otro 23%. La superficie de la Tierra refleja el 7% y absorbe el 48%. En total, la Tierra refleja aproximadamente el 30% de la luz solar incidente, absorbiendo la porción restante (240 W/m²).

Radiación de onda larga saliente

Tanto la Tierra como su atmósfera emiten radiación de onda larga, también denominada infrarroja térmica o radiación terrestre. Coloquialmente, la radiación de onda larga se denomina ocasionalmente radiación térmica. La radiación de onda larga saliente (OLR) representa la energía irradiada desde la Tierra y su atmósfera que atraviesa con éxito la atmósfera y escapa al espacio.

El efecto invernadero se puede observar directamente en representaciones gráficas que representan la radiación de onda larga saliente de la Tierra en función de la frecuencia o longitud de onda. La magnitud del efecto invernadero está indicada por el área delineada entre la curva que representa la radiación de onda larga emitida desde la superficie de la Tierra y la curva que ilustra la radiación de onda larga saliente.

Múltiples sustancias contribuyen a la atenuación de la energía radiativa que se propaga en el espacio, y ciertas frecuencias implican la interacción de varios compuestos. El dióxido de carbono se identifica específicamente como la causa principal de la reducción observada en la radiación saliente y el correspondiente aumento del efecto invernadero, que ocurre a aproximadamente 667 cm⁻¹, lo que corresponde a una longitud de onda de 15 micrones.

Dentro de la atmósfera, cada estrato que contiene gases de efecto invernadero absorbe una porción de la radiación de onda larga que se propaga hacia arriba y se origina en las capas subyacentes. Al mismo tiempo, emite radiación de onda larga de forma omnidireccional, tanto hacia arriba como hacia abajo, manteniendo un equilibrio con la energía absorbida. En consecuencia, este proceso disminuye la disipación de calor radiativo, lo que lleva a una mayor retención térmica en las regiones atmosféricas más bajas. Una concentración elevada de estos gases intensifica tanto la absorción como la emisión, aumentando así el calor retenido en la superficie de la Tierra y dentro de las capas atmosféricas subyacentes.

Temperatura efectiva

La magnitud de la radiación de onda larga saliente emitida por un cuerpo planetario está directamente correlacionada con su temperatura efectiva. Esta temperatura efectiva representa la temperatura uniforme teórica que un planeta de cuerpo negro perfecto necesitaría para irradiar una cantidad equivalente de energía.

Este principio facilita un análisis comparativo entre la radiación de onda larga emitida al espacio y la que se origina en la superficie planetaria:

• Emisiones hacia el espacio: Considerando las emisiones de radiación de onda larga de la Tierra al espacio, la temperatura efectiva agregada del planeta se calcula en −18 °C (0 °F).
• Emisiones superficiales: Derivadas de la radiación térmica que emana de su superficie, la temperatura efectiva de la superficie de la Tierra se aproxima a los 16 °C (61 °F), lo que representa un aumento de 34 °C (61 °F) en comparación con la temperatura efectiva general del planeta.

La temperatura de la superficie de la Tierra se presenta frecuentemente como la temperatura media del aire cerca de la superficie, que es de aproximadamente 15 °C (59 °F). Esta cifra es marginalmente más baja que la temperatura efectiva de la superficie e indica una elevación de 33 °C (59 °F) por encima de la temperatura efectiva global de la Tierra.

Flujo de energía

El flujo de energía cuantifica la tasa de transferencia de energía por unidad de superficie. Por lo general, se mide en vatios por metro cuadrado (W/m²), lo que significa la cantidad de julios de energía que atraviesa un metro cuadrado por segundo. En el discurso climático avanzado, la mayoría de los flujos citados representan promedios globales, calculados dividiendo el flujo de energía total en todo el planeta por la superficie de la Tierra, que es 5,1×10¹⁴ m§67§ (5,1×10§1011§ km§1213§; 2.0ק15^{1617§ mi§1819§).}

Los flujos radiativos que entran y salen de la Tierra son de vital importancia, ya que la transferencia radiativa constituye el único mecanismo de intercambio de energía entre nuestro planeta y el cosmos.

Equilibrio radiativo

La temperatura de un planeta depende del equilibrio entre la radiación incidente y la emitida. Si la radiación incidente supera la radiación emitida, el planeta experimentará un calentamiento. Por el contrario, si la radiación emitida supera la radiación incidente, el planeta se enfriará. En última instancia, un planeta gravita hacia un estado de equilibrio radiativo, en el que la potencia de la radiación saliente coincide exactamente con la potencia de la radiación entrante absorbida.

El desequilibrio energético de la Tierra (EEI) cuantifica el grado en que la potencia de la radiación solar entrante absorbida por la superficie o la atmósfera del planeta supera la potencia de la radiación de onda larga saliente emitida al espacio. Este desequilibrio energético sirve como el principal determinante de la temperatura de la superficie. Una presentación de las Naciones Unidas afirma que "el EEI es el número más crítico que define las perspectivas de un calentamiento global y un cambio climático continuos". Además, una investigación académica postula que "el valor absoluto del EEI representa la métrica más fundamental que define el estado del cambio climático global".

En 2015, el desequilibrio energético de la Tierra (EEI) fue de aproximadamente 0,7 W/m², lo que significa una acumulación neta de energía térmica por parte del planeta y una tendencia de calentamiento continua. Para 2024, la trayectoria a largo plazo indicaba que esta tasa se había duplicado aproximadamente.

Una mayoría sustancial, superior al 90%, de la energía retenida contribuye al calentamiento oceánico, mientras que una proporción considerablemente menor se asigna al calentamiento de las superficies terrestres, la atmósfera y los componentes criosféricos.

Ciclo diurno

Si bien un modelo simplificado postula un estado estable, las condiciones atmosféricas reales se complican significativamente por los ciclos diurnos, las variaciones estacionales y las perturbaciones meteorológicas. La insolación solar se produce exclusivamente durante las horas del día. Durante la noche, la atmósfera experimenta cierto enfriamiento; sin embargo, esta reducción no es sustancial debido a la inercia térmica inherente del sistema climático, que mitiga las fluctuaciones de temperatura tanto a corto plazo (diario) como a largo plazo. Además, las variaciones de temperatura diurnas disminuyen al aumentar la altitud atmosférica.

La influencia de la tasa de lapso

Tasa de lapso atmosférico

Dentro de la troposfera, la capa más baja de la atmósfera, la temperatura del aire normalmente disminuye (o "decae") a medida que aumenta la altitud. Esta tasa de alteración de la temperatura con la altitud se denomina formalmente tasa de caída.

A nivel mundial, la disminución promedio de la temperatura atmosférica es de aproximadamente 6,5 °C/km (3,6 °F por 1000 pies), aunque este valor está sujeto a variaciones regionales y temporales.

Este lapso de temperatura se atribuye principalmente a la convección. El aire calentado por la superficie terrestre asciende. Durante su ascenso, este aire se expande y en consecuencia se enfría. Al mismo tiempo, el aire más frío y denso desciende, sufriendo compresión y calentamiento. Esta circulación convectiva continua establece un gradiente de temperatura vertical distinto en toda la atmósfera.

La presencia de este gradiente de temperatura vertical es fundamental para el funcionamiento del efecto invernadero. Si la tasa de caída fuera cero (lo que implica una temperatura atmosférica uniforme idéntica a la temperatura de la superficie, independientemente de la altitud), el efecto invernadero estaría completamente ausente.

Temperatura y altitud de emisión

Los gases de efecto invernadero hacen que la atmósfera cercana a la superficie de la Tierra sea en gran medida opaca a la radiación de onda larga. Por el contrario, la atmósfera logra transparencia a la radiación de onda larga predominantemente en altitudes más altas, caracterizadas por una menor densidad del aire, menores concentraciones de vapor de agua y una reducción de la ampliación de las líneas de absorción por presión, lo que limita el rango de longitudes de onda absorbibles por las moléculas de gas.

Para una longitud de onda específica, la radiación de onda larga que finalmente escapa al espacio se origina desde una capa radiante distinta dentro de la atmósfera. La intensidad de esta radiación emitida está directamente correlacionada con la temperatura media ponderada del aire que prevalece dentro de esa capa en particular. En consecuencia, cada longitud de onda de radiación emitida hacia el espacio posee una temperatura de emisión efectiva asociada (también conocida como temperatura de brillo).

Además, una longitud de onda de radiación específica se puede caracterizar por una altitud de emisión efectiva, que representa el promedio ponderado de las altitudes dentro de su capa radiante.

Tanto la temperatura de emisión efectiva como la altitud exhiben una variabilidad que depende de la longitud de onda (o frecuencia). Esta variabilidad es evidente al analizar los gráficos que representan la radiación emitida al espacio.

Gases de efecto invernadero y tasa de caída

La superficie de la Tierra emite radiación de onda larga principalmente dentro del rango de longitud de onda de 4 a 100 micrones. Los gases de efecto invernadero, en gran medida transparentes a la radiación solar incidente, exhiben una mayor absorción para longitudes de onda específicas dentro de este rango emitido.

Cerca de la superficie de la Tierra, la atmósfera es predominantemente opaca a la radiación de onda larga, y la mayor parte de la disipación de calor en la superficie se produce a través de la evaporación y la convección. Por el contrario, las pérdidas de energía radiativa adquieren una importancia cada vez mayor a mayores altitudes atmosféricas, principalmente debido a la disminución de la concentración de vapor de agua, un potente gas de efecto invernadero.

En lugar de conceptualizar la radiación de onda larga saliente como si se originara directamente desde la superficie de la Tierra, una representación más precisa postula su emisión desde una capa dentro de la troposfera media, que está efectivamente vinculada a la superficie a través de la tasa de caída. La diferencia de temperatura entre estos dos lugares distintos explica la disparidad entre las emisiones superficiales y la radiación emitida al espacio, aclarando así el mecanismo del efecto invernadero.

Constituyentes atmosféricos que absorben infrarrojos

Gases de efecto invernadero

Un gas de efecto invernadero (GEI) se define como un gas atmosférico que contribuye al atrapamiento térmico al obstruir la salida de la radiación de onda larga desde una atmósfera planetaria. Estos gases son los principales impulsores del efecto invernadero dentro del presupuesto energético general de la Tierra.

Gases activos infrarrojos

Los gases capaces de absorber y emitir radiación de onda larga se denominan activos en infrarrojo y funcionan como gases de efecto invernadero.

La mayoría de los gases diatómicos se componen de dos átomos distintos (p. ej., monóxido de carbono, CO), junto con todos los gases poliatómicos que contienen tres o más átomos (p. ej., H§34§O y CO§67§), exhiben actividad infrarroja y, por lo tanto, funcionan como gases de efecto invernadero. Esta propiedad surge porque las vibraciones moleculares en estos compuestos inducen cambios en su momento dipolar molecular, lo que refleja una asimetría en la distribución de la carga eléctrica.

Gases compuestos de un solo átomo (p. ej., argón, Ar) o dos átomos idénticos (p. ej., nitrógeno, N
§67§ y oxígeno, O
§1718§) carecen de actividad infrarroja. Estas sustancias muestran transparencia a la radiación de onda larga y, por consideraciones prácticas, no la absorben ni la emiten. Este fenómeno surge porque sus estructuras moleculares simétricas excluyen la existencia de un momento dipolar. En conjunto, estos gases constituyen más del 99 % de la composición atmosférica seca.

Absorción y Emisión Radiativa

Los gases de efecto invernadero absorben y emiten selectivamente radiación de onda larga en distintos rangos de longitud de onda, que se caracterizan como líneas o bandas espectrales.

Al absorber la radiación, los gases de efecto invernadero convierten la energía adquirida en energía térmica, que se manifiesta como la energía cinética de las moléculas de gas, que luego se distribuye al aire ambiente. Esta transferencia de energía se produce a través de colisiones moleculares entre las moléculas de los gases de efecto invernadero y otros componentes atmosféricos.

Es un error pensar que los gases de efecto invernadero "reemiten" fotones directamente después de la absorción. Dado que las moléculas individuales sufren miles de millones de colisiones por segundo, cualquier energía obtenida por una molécula de gas de efecto invernadero a partir de la absorción de fotones se redistribuye rápidamente a otras moléculas, impidiendo la emisión de un nuevo fotón.

A través de un proceso distinto, los gases de efecto invernadero emiten radiación de onda larga a una velocidad directamente correlacionada con la temperatura del aire ambiente. Esta energía térmica emitida es posteriormente absorbida por otras moléculas de gases de efecto invernadero o escapa de la atmósfera, contribuyendo así al enfriamiento atmosférico.

Efectos radiativos

Impacto atmosférico: El calentamiento atmosférico resulta de la liberación de calor latente (debido al vapor de agua flotante que se condensa en gotas), térmico (convección ascendente de aire caliente) y la absorción de radiación solar dentro de la atmósfera. Por el contrario, el enfriamiento radiativo de la atmósfera se produce mediante la emisión de radiación térmica de onda larga por los gases de efecto invernadero y las nubes. Dentro de la troposfera, los gases de efecto invernadero generalmente ejercen una influencia neta de enfriamiento en el aire, ya que emiten más radiación térmica de la que absorben. En promedio, estos procesos de calentamiento y enfriamiento están en equilibrio, manteniendo una temperatura media atmosférica relativamente estable.

Impacto del enfriamiento de la superficie: La radiación de onda larga se propaga hacia arriba y hacia abajo dentro de la atmósfera, como consecuencia de la absorción y emisión atmosférica. Estos flujos de energía que se contrarrestan disminuyen el enfriamiento radiativo de la superficie, que se define como el flujo neto de energía radiativa ascendente. Si bien los mecanismos de enfriamiento de la superficie no radiativos, como el transporte de calor latente y las térmicas, compensan parcialmente esta reducción, persiste una disminución neta en el enfriamiento de la superficie para cualquier temperatura superficial dada.

Impacto en el equilibrio energético de la parte superior de la atmósfera (TOA): Los gases de efecto invernadero influyen en el presupuesto de energía de la parte superior de la atmósfera (TOA) al disminuir el flujo de salida de radiación de onda larga emitida al espacio, suponiendo una temperatura superficial constante. En consecuencia, los gases de efecto invernadero modifican el balance energético del TOA. Esto requiere una temperatura superficial más alta (que supere la temperatura efectiva del planeta, que corresponde a las emisiones al espacio) para lograr el equilibrio entre la energía saliente emitida al espacio y la radiación solar entrante. Al analizar el efecto de calentamiento de los gases de efecto invernadero, es crucial priorizar el presupuesto energético de TOA sobre el presupuesto de energía de superficie.

Nubes y Aerosoles

Las nubes y los aerosoles ejercen efectos duales en el sistema climático: una influencia de enfriamiento, atribuida al reflejo de la radiación solar hacia el espacio, y una influencia de calentamiento, resultante de la captura de la radiación térmica.

Por lo general, las nubes exhiben un efecto de enfriamiento neto pronunciado. Sin embargo, el equilibrio entre sus contribuciones al enfriamiento y al calentamiento fluctúa significativamente según las características específicas de las nubes, como el tipo, la altitud y las propiedades ópticas. Por ejemplo, los cirros delgados pueden inducir un calentamiento neto. Además, las nubes poseen la capacidad de absorber y emitir radiación infrarroja, influyendo así en las propiedades radiativas generales de la atmósfera.

Fórmulas básicas

Temperatura efectiva

Cualquier flujo específico de radiación térmica está asociado con una temperatura radiante efectiva o temperatura efectiva. Esta temperatura efectiva representa la temperatura que requeriría un cuerpo negro (un absorbente y emisor ideal) para emitir una cantidad equivalente de radiación térmica. En consecuencia, la temperatura efectiva general de un planeta está determinada por

T e f f = ( O L R / σ<!-- σ --> ) §4344§ / §4950§ {\displaystyle T_{\mathrm {eff} }=(\mathrm {OLR} /\sigma )^{1/4}}

Aquí, OLR denota el flujo promedio, medido como potencia por unidad de área, de la radiación de onda larga emitida al espacio, mientras que ${\displaystyle \sigma }$ representa la constante de Stefan-Boltzmann. En consecuencia, la temperatura superficial efectiva se calcula utilizando la siguiente expresión:

T s u r f a c e , e f f = ( S L R / σ<!-- σ --> ) §5960§ / §6566§ {\displaystyle T_{\mathrm {surface,eff} }=(\mathrm {SLR} /\sigma )^{1/4}}

En este contexto, SLR representa el flujo promedio de radiación de onda larga que se origina en la superficie. Si bien OLR es una abreviatura ampliamente reconocida, SLR se emplea aquí para designar específicamente el flujo de radiación de onda larga emitida desde la superficie, a pesar de la ausencia de una abreviatura estandarizada para esta cantidad en particular.

Cuantificación del efecto invernadero

El Panel Intergubernamental sobre Cambio Climático (IPCC) cuantifica el efecto invernadero, denominado G, en 159 W m^-2. En esta definición, G representa el diferencial entre el flujo de radiación térmica de onda larga emitida desde la superficie y el flujo de radiación de onda larga saliente que finalmente llega al espacio:

${\displaystyle G=\mathrm {SLR} -\mathrm {OLR} \;}$

Una cuantificación alternativa del efecto invernadero emplea el efecto invernadero normalizado, designado como g̃, que se define mediante la siguiente relación:

g ~<!-- ~ --> = G / S L R = §3536§ − O L R / S L R . {\displaystyle {\tilde {g}}=G/\mathrm {SLR} =1-\mathrm {OLR} /\mathrm {SLR} \;}

El efecto invernadero normalizado cuantifica la proporción de radiación térmica emitida por la superficie que no logra escapar al espacio. Según los datos del IPCC, g̃ se calcula como 0,40. Esto implica que el 40 por ciento de la radiación térmica que se origina en la superficie finalmente no llega al espacio.

En determinados contextos, el efecto invernadero se expresa como un diferencial de temperatura. Esta diferencia de temperatura guarda una fuerte correlación con las cantidades antes mencionadas.

Cuando el efecto invernadero se cuantifica como un diferencial de temperatura, se denota como ${\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }}$, representa la diferencia entre la temperatura efectiva de la radiación térmica emitida desde la superficie y la temperatura efectiva de las emisiones dirigidas al espacio.

${\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }=T_{\mathrm {surface,eff} }-T_{\mathrm {eff} }}$

Esto también se puede expresar como: Δ<!-- Δ --> T G H E = ( S L R / σ<!-- σ --> ) §5051§ / §5657§ − ( O L R / σ ) §8889§ / §9495§ {\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }=\left(\mathrm {SLR} /\sigma \right)^{1/4}-\left(\mathrm {OLR} /\sigma \right)^{1/4}}

Si bien el discurso informal sobre el efecto invernadero frecuentemente contrasta la temperatura real de la superficie con una temperatura planetaria hipotética en ausencia de gases de efecto invernadero, los análisis técnicos formales generalmente cuantifican la magnitud del efecto invernadero como una temperatura usando la fórmula antes mencionada. Esta fórmula hace referencia específicamente a la temperatura efectiva de la superficie, no a la temperatura real de la superficie, y establece una comparación entre la superficie y la parte superior de la atmósfera, evitando así una comparación de las condiciones actuales con un escenario hipotético.

El diferencial de temperatura, designado como ${\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }}$, cuantifica la extensión hasta el cual la temperatura de la superficie de un planeta excede su temperatura efectiva global.

Equilibrio radiativo

El desequilibrio energético (EEI) de la parte superior de la atmósfera (TOA) de la Tierra representa la diferencia neta en la que la potencia de la radiación incidente supera la de la radiación saliente.

El desequilibrio energético de la Tierra (EEI) se define matemáticamente como la diferencia entre la radiación solar absorbida (ASR) y la radiación de onda larga saliente (OLR): ${\displaystyle \mathrm {EEI} =\mathrm {ASR} -\mathrm {OLR} }$

En este contexto, ASR representa el flujo medio de radiación solar absorbida. Esta variable se puede ampliar aún más de la siguiente manera:

A S R = ( §1819§ − A ) M S I {\displaystyle \mathrm {ASR} =(1-A)\,\mathrm {MSI} }

Aquí, ${\displaystyle A}$ denota el albedo del planeta, que cuantifica su reflectividad, mientras que MSI significa la irradiancia solar media incidente en la parte superior de la atmósfera.

La temperatura de equilibrio radiativo de un cuerpo planetario se puede representar matemáticamente como:

T r a d e q = ( A S R / σ<!-- σ --> ) §4748§ / §5354§ = [ ( §6667§ − A ) M S I / σ ] §9798§ / §103104§ . {\displaystyle T_{\mathrm {radeq} }=(\mathrm {ASR} /\sigma )^{1/4}=\left[(1-A)\,\mathrm {MSI} /\sigma \right]^{1/4}\;.}

El estado térmico de un planeta progresa naturalmente hacia el equilibrio radiativo, una condición en la que el desequilibrio energético de la parte superior de la atmósfera (TOA) es nulo, específicamente cuando E E I = §1617§ {\displaystyle \mathrm {EEI} =0} . En este estado de equilibrio radiativo, la temperatura efectiva general del planeta está determinada por:

${\displaystyle T_{\mathrm {eff} }=T_{\mathrm {radeq} }\;.}$

En consecuencia, el concepto de equilibrio radiativo tiene una importancia significativa ya que aclara la temperatura efectiva hacia la que convergerá naturalmente un planeta.

Si la temperatura efectiva, ${\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}$, y se conocen ambos la magnitud del efecto invernadero, entonces se puede determinar la temperatura media de la superficie del planeta.

La importancia del efecto invernadero radica en su papel como parámetro crítico para calcular la temperatura media de la superficie de un planeta.

El efecto invernadero y la temperatura planetaria

Los planetas generalmente se acercan al equilibrio radiativo, donde las tasas de energía incidente y emitida están en equilibrio. En este estado, la temperatura de equilibrio del planeta se establece mediante la irradiancia solar promedio y su albedo planetario, que cuantifica la proporción de radiación solar reflejada de regreso al espacio en lugar de absorbida.

El efecto invernadero cuantifica la diferencia de temperatura entre la superficie de un planeta y su temperatura efectiva general. En consecuencia, la temperatura efectiva de la superficie, denotada como ${\displaystyle T_{\mathrm {surface,eff} }}$, se define en relación con ${\displaystyle \Delta T_{\mathrm {GHE} }}$, de la siguiente manera:

${\displaystyle T_{\mathrm {surface,eff} }=T_{\mathrm {eff} }+\Delta T_{\mathrm {GHE} }\;.}$

Alternativamente, la correlación entre ${\displaystyle T_{\mathrm {surface,eff} }}$ y ${\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}$ se puede articular utilizando los parámetros G o g̃.

Por lo tanto, la afirmación de que un efecto invernadero amplificado conduce a un elevado temperatura de la superficie, asumiendo todas las demás variables (específicamente, aquellas que influyen en ${\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}$) permanece constante, es fundamentalmente cierto por definición.

El efecto invernadero influye significativamente en la temperatura general de un planeta, operando en conjunto con el impulso inherente del planeta hacia el equilibrio radiativo.

Conceptos erróneos comunes

Ocasionalmente surgen malentendidos sobre los mecanismos operativos del efecto invernadero y su papel en la elevación de la temperatura.

Un error conceptual frecuente es la falacia del presupuesto de superficie, que postula que una concentración elevada de CO₂ podría inducir calentamiento exclusivamente al aumentar la radiación térmica descendente hacia la superficie, mejorando así las propiedades emisivas de la atmósfera. Esta perspectiva sugiere que si la atmósfera cercana a la superficie ya es sustancialmente opaca a la radiación térmica, mayores aumentos de CO§4_{5§ no darían lugar a aumentos de temperatura. Sin embargo, este enfoque es defectuoso porque prioriza el presupuesto de energía de la superficie sobre el presupuesto de energía de la parte superior de la atmósfera. Independientemente de los procesos a nivel de la superficie, un aumento en la concentración de CO§67§ generalmente disminuye la radiación térmica que escapa al espacio (radiación de onda larga saliente, OLR), creando en consecuencia un desequilibrio energético en la parte superior de la atmósfera (TOA) que impulsa el calentamiento. Mientras que los primeros investigadores como Callendar (1938) y Plass (1959) se concentraron en el presupuesto de superficie, las contribuciones de Manabe en la década de 1960 dilucidaron la importancia crítica del presupuesto de energía en la parte superior de la atmósfera.}

Un error común entre los escépticos del efecto invernadero es la creencia errónea de que implica que los gases de efecto invernadero transfieren calor desde una atmósfera más fría a la superficie más cálida del planeta, con lo que violando la segunda ley de la termodinámica. Esta perspectiva, sin embargo, surge de un malentendido fundamental. El flujo de calor por radiación representa el flujo de energía neto derivado de considerar las transferencias radiativas en ambas direcciones. Este flujo neto procede desde la superficie hacia la atmósfera y el espacio, lo que coincide con el hecho de que la superficie es más cálida que la atmósfera y el espacio exterior. Aunque los gases de efecto invernadero emiten radiación térmica hacia la superficie, esto constituye un componente estándar de la transferencia de calor radiativo. Esta radiación térmica descendente simplemente atenúa el flujo neto de radiación térmica ascendente (flujo de calor por radiación), disminuyendo efectivamente la tasa de enfriamiento.

Enfoques de modelado simplificados

Con frecuencia se emplean modelos simplificados para facilitar la comprensión de la génesis del efecto invernadero y su influencia en la temperatura de la superficie.

Modelos de capas atmosféricas

El efecto invernadero se puede demostrar dentro de un modelo simplificado que conceptualiza la atmósfera como una capa única y uniforme involucrada en un intercambio radiativo con el suelo y el espacio exterior. Los modelos más complejos incorporan múltiples capas o introducen procesos convectivos.

Altitud de emisión equivalente

Una simplificación común implica suponer que toda la radiación de onda larga saliente se origina en una altitud donde la temperatura atmosférica corresponde a la temperatura de emisión efectiva general del planeta, ${\displaystyle T_{\mathrm {eff} }}$. Ciertos investigadores designan esta altitud como el nivel de radiación efectiva (ERL), proponiendo que un aumento en la concentración de CO§3031§ requiere un aumento en el ERL para preservar una masa constante de CO§3233§ por encima de ese nivel específico.

Si bien esta metodología ofrece una precisión reducida en comparación con los análisis que consideran variaciones en la longitud de onda de la radiación en diferentes altitudes de emisión, sigue siendo valiosa para fomentar una conceptualización simplificada del efecto invernadero. Por ejemplo, puede dilucidar la intensificación del efecto invernadero con concentraciones crecientes de gases de efecto invernadero.

La altitud de emisión equivalente global de la Tierra ha mostrado una tendencia ascendente de 23 metros (75 pies) por década, una tasa supuestamente consistente con un calentamiento superficial medio global de 0,12 °C (0,22 °F) por década observado entre 1979 y 2011.

Fenómenos terrestres asociados

El efecto invernadero negativo

Las observaciones indican que, bajo condiciones específicas, puede ocurrir un efecto invernadero negativo localizado en partes de la Antártida. Específicamente, en regiones caracterizadas por una pronunciada inversión de temperatura, donde las temperaturas atmosféricas exceden las temperaturas de la superficie, el efecto invernadero puede invertirse, lo que lleva a una mayor tasa de enfriamiento radiativo al espacio debido a la presencia de gases de efecto invernadero. En consecuencia, la emisión de radiación térmica al espacio supera la radiación térmica emitida desde la superficie. Este fenómeno produce un efecto invernadero local negativo.

Efecto invernadero desbocado

Cuerpos extraterrestres

Dentro del Sistema Solar, más allá de la Tierra, también se ha identificado un efecto invernadero en al menos otros dos planetas y una luna.

Venus

El efecto invernadero en Venus es excepcionalmente pronunciado, elevando las temperaturas de la superficie a aproximadamente 735 K (462 °C; 863 °F). Esta intensidad es atribuible a la atmósfera extremadamente densa de Venus, compuesta de aproximadamente un 97 % de dióxido de carbono.

A pesar de que Venus está aproximadamente un 30 % más cerca del Sol, absorbe menos luz solar que la Tierra, por lo que recibe menos calentamiento solar, debido a su alto albedo del 77 % en comparación con el aproximadamente 30 % de la Tierra. Sin un efecto invernadero atmosférico, la temperatura de la superficie de Venus sería teóricamente de 232 K (-41 °C; -42 °F). Por lo tanto, la proximidad al Sol no es el factor principal que explica la temperatura más alta de Venus en relación con la Tierra, contrariamente a la suposición común.

Debido a la elevada presión atmosférica, el CO₂ atmosférico de Venus demuestra una absorción continua, que abarca un amplio espectro de longitudes de onda, en lugar de limitarse a las bandas de absorción específicas observadas para el CO₂ en la Tierra.

Durante un período prolongado, se ha producido un efecto invernadero galopante, impulsado por el dióxido de carbono. y vapor de agua, se ha planteado la hipótesis de Venus, un concepto que sigue siendo ampliamente aceptado. Este fenómeno dio lugar a la atmósfera actual de Venus, que es 96% de dióxido de carbono, y una presión atmosférica superficial comparable a la que se encuentra a 900 m (3000 pies) debajo de la superficie del océano de la Tierra. Se postula que Venus alguna vez poseyó océanos de agua, que posteriormente se evaporaron a medida que la temperatura media de la superficie del planeta ascendió a sus actuales 735 K (462 °C; 863 °F).

Marte

A pesar de poseer aproximadamente 70 veces la cantidad de dióxido de carbono que se encuentra en la Tierra, Marte exhibe sólo un modesto efecto invernadero, lo que resulta en un calentamiento de aproximadamente 6 K (11 °F). Este efecto limitado se atribuye a la escasez de vapor de agua y a la naturaleza tenue general de su atmósfera.

Los modelos de transferencia radiativa, que pronostican con precisión el calentamiento en la Tierra, también tienen en cuenta con precisión la temperatura observada de Marte, considerando su composición atmosférica.

Titán

Titán, una luna de Saturno, exhibe tanto un efecto invernadero como un efecto anti-invernadero. Los componentes atmosféricos como el nitrógeno (N₂), el metano (CH₄) y el hidrógeno (H§4_{5§) contribuyen al efecto invernadero, elevando la temperatura de la superficie en 21 K (38 °F) por encima de la temperatura prevista en su ausencia.}

Aunque el N₂ y el H₂ normalmente no absorben la radiación infrarroja, en Titán, estos gases absorben la radiación térmica. como resultado de las colisiones inducidas por la presión, la importante masa y espesor atmosférico, y las longitudes de onda extendidas de la radiación térmica que emana de la gélida superficie.

Una neblina a gran altitud, que absorbe las longitudes de onda de la radiación solar mientras permanece transparente al infrarrojo, contribuye a un efecto anti-invernadero, provocando un enfriamiento de aproximadamente 9 K (16 °F).

El resultado acumulativo de estos dos fenómenos es un calentamiento neto de 21 K − 9 K = 12 K (22 °F). En consecuencia, la temperatura de la superficie de Titán de 94 K (-179 °C; -290 °F) es 12 K más alta de lo que sería en ausencia de atmósfera.

Influencia de la presión atmosférica

La magnitud de los efectos de invernadero en varios cuerpos celestes no puede determinarse únicamente comparando las concentraciones de gases de efecto invernadero en sus respectivas atmósferas. Esto se debe a la participación de factores adicionales, más allá de la cantidad de gas, en el establecimiento de la fuerza general del efecto invernadero.

La presión atmosférica total influye en la capacidad de las moléculas individuales de gases de efecto invernadero para absorber la radiación térmica. La presión elevada se correlaciona con una mayor absorción, mientras que la presión reducida da como resultado una absorción disminuida.

Este fenómeno se atribuye al "ampliamiento de la presión" de las líneas espectrales. El aumento de la presión atmosférica total conduce a una mayor frecuencia de colisiones moleculares. Estas colisiones amplían el ancho de las líneas de absorción, lo que permite que los gases de efecto invernadero absorban radiación térmica en un espectro más amplio de longitudes de onda.

Cerca de la superficie de la Tierra, las moléculas atmosféricas sufren aproximadamente 7 mil millones de colisiones por segundo. Esta frecuencia de colisión disminuye con el aumento de la altitud, lo que se correlaciona con la reducción de la presión y la temperatura. En consecuencia, los gases de efecto invernadero exhiben una mayor capacidad de absorción de longitud de onda en la atmósfera inferior en comparación con la atmósfera superior.

En otros cuerpos planetarios, el fenómeno de ampliación de la presión dicta que la eficacia de las moléculas individuales de gases de efecto invernadero para atrapar la radiación térmica es directamente proporcional a la presión atmosférica total; por ejemplo, su eficacia aumenta en condiciones de alta presión (por ejemplo, Venus) y disminuye en condiciones de baja presión (por ejemplo, Marte).

Efecto anti-invernadero

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Referencias