De la energia solar que aplega a la Terra, en forma de radiació d'ona curta, casi un 30%[1] és reflectida de nou a l'espai per la superfície i la atmòsfera (vore albedo), alcançant la superfície en promig uns 240 W/m². L'energia que conseguix alcançar la superfície terrestre és tornada al espai en forma de radiació infrarroja. No obstant, els gasos d'efecte hivernàcul com el vapor d'aigua i el diòxit de carbono provoquen que el gros d'esta radiació infrarroja s'emeta a l'espai des d'uns 5 km d'altitut,[2] causant el calfament de la part baixa de l'atmòsfera que coneixem com efecte hivernàcul. El fluix net d'energia que entra i ix del sistema climàtic rep el nom de balanç energètic terrestre[3] o, alternativament, balanç radiativo.[4]
Archiu:Solar spectrum en.svgIrradiancia solar en la part alta de l'atmòsfera (en groc) i a nivell de la mar (en roig) despuix de l'absorció produïda pels gasos d'efectes hivernàcul. La curva contínua representa la irradiancia d'un cos negre a una temperatura efectiva de 5778 K. La IAU recomana actualment utilisar 5772 K com es fa en el text principal.
El Sol emet molt aproximadament com un cos negre a 5772 K[6][7] i el 99% de la radiació emesa està entre les llongituts d'ona 0,25 μm i 4 μm, en un màxim a 0,475 μm.[8] El seu radiació es pot considerar d'ona curta.
La superfície terrestre emet també radiació tèrmica, pero en una temperatura molt menor d'aproximadament 288 K. El gros d'esta radiació s'emet entre 4 i 100 μm, en el màxim centrat en unes 10 μm,[9] per lo que la seua radiació pot considerar-se com infrarroja o d'ona llarga.[10]
Tota la superfície de la Terra emet radiació pero la radiació solar només es rep en la proyecció de la cara diürna. Per això, la radiació solar incident en la part superior de l'atmòsfera pot considerar-se en promig com:[11][12]
a on TSI és la irradiancia solar total coneguda també com constant solar, el valor acceptat de la qual actualment és de 1361 W/m², llaugerament menor que el que encara podem trobar en moltes referències.[13]
L'albedo és la reflexió de la radiació solar en incidir sobre el planeta. Les superfícies clares presenten major albedo que les obscures. Aixina, les núvols, el gèl i la neu són les superfícies en major albedo mentres que els boscs, els oceàs i la roca pelada tenen un albedo inferior.[14] La Terra presenta un albedo d'aproximadament 0,3 (30%),[15][16] causat en la seua major part pels núvols i les conyes polars. L'albedo terrestre procedix en els seus 3/4 parts dels núvols i la difusió atmosfèrica, i el restant (1/4) de la superfície terrestre.[17]
En una primera aproximació es pot dir que l'emissió tèrmica de l'atmòsfera en el infrarrojo compensa la irradiació solar d'ona curta sobre la superfície. Esta última serà la diferència entre la radiació solar incident en la part alta de l'atmòsfera (340 W/m²) i el albedo
___MATH_1___
En dites condicions es podria calcular fàcilment la temperatura mija de la superfície terrestre per mig de la Llei de Stefan-Boltzmann. Suponent que l'atmòsfera emet com un cos negre, podem escriure[11][18]
___MATH_2___
Archiu:CAPS 61 CAPS 62 .pngMija anual en el periodo 2003-10 de l'emissió tèrmica de l'atmòsfera terrestre com a vista des de l'espai.
Esta temperatura d'equilibri s'entén més apropiadament com a temperatura efectiva d'emissió, és dir, aquella que mediria una observador llunt de la Terra a partir de la potència total de la radiació infrarroja emesa a l'espai per l'atmòsfera del nostre planeta.[19]
Habitualment, s'entén la temperatura d'equilibri com la que tindria la superfície terrestre sense l'existència de l'efecte hivernàcul. Els gasos com el vapor d'aigua i el diòxit de carbono provoquen el calfament de la part baixa de l'atmòsfera que coneixem com efecte hivernàcul duent la temperatura mija superficial a uns 14 °C,[20][21] una diferència propenca a 33 °C sobre la temperatura d'equilibri.[22]
Degut a que la temperatura disminuïx en l'altitut uns 6,5 °C/km,[23] un gradient tèrmic establit per la expansió adiabàtica de l'aire en equilibri hidrostàtic,[24][25] la temperatura efectiva d'emissió s'alcança a uns 5 km d'altitut (___MATH_3___), d'a on procedix el gros de la radiació tèrmica de l'atmòsfera.[2] Podem entendre aixina l'efecte hivernàcul com la translació de la zona d'emissió efectiva des de la superfície fins a una altitut elevada.[26]
Archiu:Effecto radiativo de las nubes.pngIlustració esquemàtica de l'influència dels diferents tipos de núvols en l'equilibri radiativo de la Terra. Font de l'image: Goosse H., P.Y. Barriat, W. Lefebvre, M.F. Loutre and V. Zunz, (2008-2010). Introduction to climate dynamics and climate modeling. Online textbook
La nuvolositat per sí sola afecta enormement, i de dos formes contradictòries, al balanç energètic de la Terra.[27][28]
Reflectint la llum solar i disminuint, per tant, la radiació solar incident sobre la superfície. Este efecte es coneix com forzamiento radiativo d'ona curta. S'estima que els núvols contribuïxen en un 20% a l'albedo terrestre.
Emetent radiació tèrmica d'ona llarga des de la part superior que, en estar a major altitut, reduïx el fluix total des de la superfície. Este efecte es coneix com forzamiento radiativo d'ona llarga.
El forzamiento d'ona curta sembla ser el dominant, provocant els núvols una disminució del fluix net de radiació descendent des de lo alt de l'atmòsfera en una cantitat estimada en uns 20 W/m²,[28][29] pero este varia apreciablemente segons el tipo de núvol, la localisació i l'estació de l'any. Aixina, els núvols baixos tendixen a ser relativament càlides i per tant presenten una elevada emissió tèrmica al mateix temps que un elevat albedo, per lo que s'associen a una disminució del fluix radiativo net descendent des de lo alt de l'atmòsfera. Pel contrari, els núvols a elevada altitut són fredes i presenten una emissió tèrmica menor al mateix temps que un baix albedo, aumentant el fluix radiativo net des de lo alt de l'atmòsfera.[27][28]
D'esta forma, un aument de temperatura i humitat com s'està produint en el calfament global actual tendix a produir un canvi en la nuvolositat[30] que influïx a la seua volta en la cantitat de radiació que aplega a la superfície com a llum solar d'ona curta i en la radiació tèrmica d'ona llarga emesa a l'espai, en un procés de realimentación o feedback. Si este procés de realimentación dels núvols contribuïx a aumentar el calfament global (realimentación positiva) o a gelar-ho (realimentación negativa) és un dels processos pijor entesos en climatologia. La millor estimació en l'actualitat apunta a un llauger efecte de realimentación positiva.[31]
