E4 Radiación Atmosférica

Tópico

La radiación atmosférica controla el balance energético de la Tierra y de su atmósfera, y ese balance empieza con la radiación solar, la radiación de onda corta que llega del Sol con longitudes de onda de entre dos décimas y cuatro micrómetros. Antes de llegar a la superficie, esa radiación solar se topa con distintos obstáculos: el ozono absorbe parcialmente la parte ultravioleta de la radiación solar, y el vapor de agua absorbe parcialmente su parte de infrarrojo cercano. Lo que no se absorbe puede dispersarse en cambio: las moléculas del aire dispersan la radiación solar mediante la llamada dispersión Rayleigh, que depende muchísimo de la longitud de onda —cuanto más corta es la longitud de onda de la luz, mucho más intensa es esa dispersión, y esa es la razón por la que el cielo se ve azul, porque la luz azul, al tener la longitud de onda más corta del espectro visible, es la que las moléculas del aire dispersan con más fuerza—, mientras que los aerosoles dispersan la radiación solar mediante la dispersión Mie, que depende, más bien, del tamaño de cada partícula. Toda la radiación solar que ninguno de estos procesos absorbe ni deja llegar a la superficie, y que en cambio termina reflejándose de vuelta al espacio, es lo que se conoce como el albedo planetario.

La otra mitad del balance energético de la Tierra es la radiación de onda larga, con longitudes de onda mucho más largas, de entre cuatro y cien micrómetros, que la propia Tierra y su atmósfera emiten de vuelta hacia el espacio según la ley de Stefan-Boltzmann: cuanto más caliente está un cuerpo, muchísima más radiación de onda larga emite, y esa relación crece mucho más rápido de lo que crece la propia temperatura. Los gases de efecto invernadero —el vapor de agua, el dióxido de carbono, el ozono, el metano y el óxido nitroso— absorben esa radiación de onda larga y la reemiten en bandas específicas del infrarrojo, y cuantos más gases de efecto invernadero hay en la atmósfera, mayor es la opacidad atmosférica a esa radiación de onda larga; esa mayor opacidad atmosférica es, precisamente, lo que eleva la temperatura de la superficie por encima de la que tendría un planeta idéntico pero sin atmósfera.

El forzamiento radiativo de cualquiera de estos gases de efecto invernadero mide, precisamente, cuánto cambia el flujo neto de radiación en la parte más alta de la atmósfera cuando cambia la concentración de ese gas: si la concentración de un gas de efecto invernadero aumenta, absorbe y reemite más radiación de onda larga, y ese cambio se refleja como un forzamiento radiativo que altera el balance energético de la Tierra con el que se abre esta descripción.

Tanto la radiación solar de onda corta como la radiación de onda larga que emite la Tierra siguen, en el fondo, la misma descripción física a lo largo de cualquier rayo que atraviese la atmósfera: la ecuación de transferencia radiativa. Según esta ecuación, la intensidad de la radiación que viaja a lo largo de ese rayo se atenúa por la absorción y por la dispersión que la alejan del rayo, y al mismo tiempo se incrementa por la emisión propia de la atmósfera y por la dispersión que otros rayos desvían hacia él; el balance entre estos cuatro procesos, sumado a lo largo de todo el camino del rayo, es lo que determina cuánta radiación llega finalmente a cada punto.

Resolver esta ecuación de transferencia radiativa de forma exacta es demasiado costoso para repetirlo en cada punto de un modelo atmosférico, así que sus soluciones numéricas aproximadas son, en la práctica, el núcleo de todos los modelos de radiación que usan tanto los modelos de predicción numérica del tiempo como los modelos climáticos. Así, desde la radiación solar que entra hasta la radiación de onda larga que la Tierra devuelve al espacio, pasando por el forzamiento radiativo que los gases de efecto invernadero le imponen a ese intercambio, la radiación atmosférica sigue siendo la que controla, en última instancia, el balance energético de la Tierra y de su atmósfera.

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