Fuente: https://mynasadata.larc.nasa.gov/basic-page/earths-energy-budget

Andy May
Fecha: 13 de abril de 2026

Figura 1. Diagrama de flujo de energía de la NASA. Ilustra un desequilibrio energético en el TOA y en la superficie de 0,6 W/m².
 Esto ocurre a pesar de que los mecanismos de transferencia de energía (o calor) en la superficie son muy diferentes de los del TOA. Adaptado de NASA.

Para justificar la suposición simplificadora de que los cambios en el contenido de calor oceánico (OHC) son iguales al flujo radiativo neto en el TOA, hacen énfasis en la ley de conservación de la energía en toda la columna atmosférica, y muestran que el almacenamiento de energía térmica en la atmósfera y en la tierra es pequeño. Sin embargo, cuando comparan las estimaciones de OHC a partir de mediciones oceánicas durante un año promedio con la radiación entrante y saliente medida por satélites, encuentran diferencias sustanciales. En conjunto, los cambios en la temperatura oceánica implican un ciclo anual del contenido de calor oceánico considerablemente mayor de lo que puede explicarse por los cambios en la radiación del TOA o en la superficie medidos por satélite. En términos más simples, los océanos están almacenando y liberando energía en su propio ritmo, de manera independiente del TOA. El conjunto de datos de Fasullo y Trenberth solo abarca los años 1985–1989 (ERBE) y 2000–2004 (CERES), y es importante destacar que estos diez años son mucho más cortos que las oscilaciones oceánicas naturales como la AMO o la PDO.

PDO

La Oscilación Multidecadal del Atlántico (AMO) tiene una duración de 60–70 años, de un mínimo a otro, y la Oscilación Decadal del Pacífico (PDO) tiene una duración de 20–30 años. Cada una de estas oscilaciones presenta un período “cálido”, en el que los océanos correspondientes liberan el exceso de calor almacenado, y un período “frío”, en el que almacenan calor atmosférico. Lo logran desplazando el calor hacia arriba y hacia abajo en la columna oceánica.

Fasullo y Trenberth, así como estudios posteriores (Johnson et al., 2016), (Loeb et al., 2009) y (Loeb et al., 2018), calculan diversos desequilibrios energéticos de la Tierra (EEI) que se sitúan entre 0,5 y 1,0 W/m². Esto corresponde a un rango de 0.2 a 0.4 PW, lo que, en términos de contenido de calor oceánico (OHC), equivale a 7 – 14 x 10²² Joules.

La magnitud observada de las variaciones del contenido de calor en el océano superior debido a la PDO es de 5-15 x 10²² julios en una década, y algunos análisis muestran variaciones de hasta 20 × 10²² julios durante cambios intensos como los de 1976–77 y 1998–2013 (Meehl et al., 2011) y (England et al., 2014). La figura 4 de England et al. (2014) muestra que el fortalecimiento de los vientos alisios del Pacífico impulsó una absorción adicional de aproximadamente ~8 × 10²² J de calor oceánico global en la capa de 0–700 m entre 1992 y 2011, con ~5–6 × 10²² J en el Pacífico y ~1–2 10²² J en el océano Índico. Véase la caída de la PDO durante este período en la figura 2.

Figura 2. El índice PDO del conjunto de datos ERSST v5. Se muestran tanto el índice anual como el índice suavizado a 9 años. Datos disponibles aquí.

Una fase negativa de la PDO se asocia con enfriamiento en la superficie y una mayor absorción de calor en el océano profundo. Esta fase conduce a vientos alisios más intensos, que empujan el calor por debajo de los 125 metros y provocan enfriamiento en la superficie. England sostiene que esto representa una redistribución del calor y no una desaceleración en la absorción de calor del planeta.

England et al. (2014) muestran que el fortalecimiento de los vientos alisios del Pacífico durante la fase negativa de la PDO provocó una pérdida de −3.8 × 10²² J en los primeros 125 m del Indo-Pacífico, mientras que al mismo tiempo aumentó el contenido de calor en capas más profundas en +5.0 × 10²² J. Esta redistribución vertical produjo una ganancia neta de solo 1.2 × 10²² J, lo que ilustra que la variabilidad decadal de la PDO puede generar grandes oscilaciones en el contenido de calor del océano superior. Sin embargo, solo la capa superficial del océano emite radiación infrarroja, evapora y transfiere calor a la atmósfera por conducción. Si la energía térmica se redistribuye a mayor profundidad en la columna oceánica, no está calentando la atmósfera ni es detectada por los satélites. Además, las mediciones de temperatura del océano utilizadas para calcular el contenido de calor oceánico dependen en gran medida de la profundidad a la que se realizan las mediciones.

AMO

Robson et al. calculan la derivada temporal del contenido de calor oceánico para un cambio brusco de la AMO a mediados de la década de 1990 de más de 1 × 10²² J/año. Todo el ascenso de la AMO se extiende aproximadamente desde 1975 hasta 1998 (véase la figura 3), un período de 23 años, por lo que el cambio total podría ser de hasta 23 × 10^22 julios. Chen y Tung encontraron que los cambios en la temperatura superficial y el contenido de calor en el Atlántico y el océano Austral son más extremos que los observados en el Pacífico. También presentan evidencia de que la gran reorganización del contenido de calor oceánico a mediados de la década de 1990 fue global y contribuyó a la pausa en el calentamiento observada entre 1998 y aproximadamente 2014. Las anomalías de la temperatura superficial del mar (SST) en la región de la AMO, con tendencia lineal eliminada, se muestran en la figura 3.

Figura 3. La AMO sin tendencia lineal a partir de datos ERSST v5. Según May & Crok (2024).

EEI (Desequilibrio energético de la Tierra)

La estimación de Loeb et al. (2018) del desequilibrio energético de la Tierra en el TOA es de 0,71 W/m². Cuando se expresa en términos de contenido de calor oceánico (OHC), equivale aproximadamente a 8.9 x 10²² julios. Loeb et al. asume que el OHC puede utilizarse para fijar un valor absoluto del EEI en el TOA, al igual que hacen Fasullo, Trenberth y otros, con el fin de calibrar sus mediciones satelitales de radiación entrante y saliente. Sin embargo, el contenido de calor del océano superior tiene más factores determinantes que el EEI en el TOA, especialmente a largo plazo (>10 años). El EEI en el TOA es simplemente el flujo de radiación entrante y saliente, mientras que el flujo en la superficie oceánica también depende de la evaporación, la velocidad del viento y su dirección. Estos últimos factores se manifiestan como las principales oscilaciones climáticas, especialmente la AMO y la PDO. La tabla 1 muestra el impacto de las oscilaciones climáticas AMO y PDO en comparación con el EEI en el TOA de 0,71 W/m² asumido por Loeb et al., que es función de los datos de OHC, su “valor in situ” (Johnson et al., 2016):

“Se realiza un ajuste único a los flujos radiativos de onda corta (SW) y onda larga (LW) en el TOA para asegurar que el flujo neto medio global en el TOA para julio de 2005–junio de 2015 sea consistente con el valor in situ de 0,71 W/m² (Loeb et al., 2018).”

Tabla 1. Comparación entre los valores de EEI determinados a partir del OHC por Loeb et al. y los cambios debidos a las oscilaciones AMO y PDO.

La tabla 1 compara el EEI asumido por Loeb et al. con el flujo neto equivalente en la superficie del océano debido a los extremos de la AMO y la PDO en las últimas décadas. El período de medición de Loeb es aproximadamente 2005–2015, y utilizó una variedad de mediciones, pero su principal fuente para el valor de 0,71 W/m² fue el cambio en el OHC (Johnson et al., 2016). Durante este período, la AMO estaba en ascenso (véase la AMO sin eliminar tendencia en la figura 2 de May & Crok, 2024) y la PDO estaba en descenso (figura 2); estas oscilaciones pueden producir un impacto en el OHC del océano superficial que es tan grande o mayor que el efecto del forzamiento de gases de efecto invernadero antropogénicos sobre el EEI, tal como se estima en el AR6 (IPCC, 2021, p. 925) y (Li et al., 2024). Sus cálculos pueden no reflejar en absoluto un efecto invernadero antropogénico, sino únicamente la oscilación natural global de la superficie oceánica. Simplemente no podemos determinarlo con los datos actuales, ya que el período de datos es demasiado corto.

Las contribuciones de la PDO y la AMO al cambio en el OHC mostradas en la tabla 1 son redistribuciones de energía, no una ganancia o pérdida de energía a nivel planetario, como ocurre con el EEI en el TOA. El problema es que estas, y otras oscilaciones oceánicas, contaminan los cálculos del EEI ajustados con el OHC y hacen que el cálculo del EEI en la figura 1 o en otras fuentes mencionadas anteriormente sea inexacto.

La metodología de Loeb et al.

Como explican Norman Loeb y sus colegas (Loeb et al., 2009), la radiación neta global promedio en la cima de la atmósfera (TOA) se define como la diferencia entre la energía que el planeta absorbe y la que emite. Si el planeta estuviera en equilibrio, la radiación neta global en el TOA sería cero. Sin embargo, la Tierra nunca está en equilibrio, como lo demuestran las grandes oscilaciones oceánicas de largo plazo como el ENSO, la AMO, la PDO, entre otras. Los océanos de la Tierra tienen una enorme capacidad térmica y su contenido de energía térmica cambia, especialmente el contenido de calor del océano superior, a lo largo de periodos de varias décadas.

La radiación neta global en el TOA debería estar en fase y tener una magnitud similar al almacenamiento global de calor en los océanos. Sin embargo, el contenido de calor oceánico (OHC) responde a cambios en el desequilibrio energético en la superficie del océano y no necesariamente al desequilibrio energético en el TOA. La superficie del océano está separada del TOA por la atmósfera y su gruesa troposfera convectiva.

Los flujos en el TOA y en la superficie del océano no son iguales y solo están parcialmente conectados entre sí. Todos los flujos de energía térmica en el TOA se producen mediante radiación y, en la figura 1, solo el 36% de la transferencia de calor en la superficie se realiza por radiación. Los mecanismos de transferencia de calor son diferentes, y la atmósfera tiene capacidad térmica, mientras que el espacio no. Aun así, Loeb y la NASA suponen que el desequilibrio energético en la superficie es el mismo que el desequilibrio energético en el TOA durante periodos de tiempo muy cortos.

La conservación de la energía exige que, en periodos lo suficientemente largos en los que la variabilidad interna no sea un factor, los flujos de energía en la superficie deberían ser aproximadamente iguales a los flujos en el TOA. No discuto este punto, sino que, dado el periodo de la AMO y la PDO, el intervalo de tiempo utilizado en estos estudios recientes es demasiado corto; 20 años de datos no son suficientes.

Datos CERES

Loeb et al. (2018) señalan que, sin ajustes a los datos de onda corta (SW) y onda larga (LW) de CERES, el desequilibrio neto en el TOA es de aproximadamente 4,3 W/m², mucho mayor de lo esperado y probablemente no posible. Este es un problema conocido de calibración y no una medición del verdadero desequilibrio radiativo en el TOA. Luego explican que, para evitar este problema, ajustan los flujos de SW y LW dentro de sus rangos de incertidumbre para forzar que las mediciones satelitales reflejen el desequilibrio calculado utilizando el contenido de calor oceánico. Como se mencionó anteriormente, en la versión 4 de CERES EBAF (“Energy Balanced and Filled”), los valores medios anuales globales se ajustan de modo que el flujo neto medio en el TOA entre julio de 2005 y junio de 2015 sea de 0.71 ± 0,10 W/m², valor tomado de Johnson et al. (2016) y que actualiza el valor anterior de 0,58 W/m².

Utilizamos los datos CERES EBAF para mapear la tendencia de la radiación neta en el TOA desde 2001 hasta 2024 a escala global; el mapa se muestra en la figura 4. Gran parte del mapa se encuentra cerca de cero (amarillo claro), pero hay áreas, en el Pacífico y sobre los continentes, donde la tendencia es negativa, es decir, hay más radiación saliente que entrante. Toda la transferencia de energía en el TOA se produce mediante radiación; ninguna se almacena ni se transfiere por otros mecanismos.

Figura 4. Radiación neta en el TOA en W/m^2 por año a partir de datos CERES EBAF. Las zonas rojizas indican donde la energía entrante es mayor que la saliente, y las zonas azuladas lo contrario.

La figura 5 muestra el mapa de la tendencia de la radiación neta en superficie (SW + LW) de EBAF para los mismos años. Aunque estos datos están corregidos bajo la suposición de que el desequilibrio energético de la Tierra en la superficie del océano es el mismo que en el TOA, las tendencias resultantes son diferentes. Esto es de esperarse, ya que la atmósfera interviene de varias maneras, como se muestra en la figura 1. Absorbe o refleja (154,1 W/m² o 45%) de la radiación solar entrante, y enfría la superficie mediante la evaporación (calor latente, 86,4 W/m² o 36%) y absorbiendo parte del calor superficial por conducción (18,4 W/m² o 8%). Solo alrededor de 58 W/m² de las emisiones infrarrojas de la superficie se envían al espacio; el resto se recicla a través de la atmósfera. Debido a toda esta intervención de la atmósfera, así como a los cambios en el almacenamiento de calor, las zonas de enfriamiento y calentamiento son diferentes, y la superficie muestra un mayor calentamiento que el TOA.

Figura 5. Tendencia de la radiación neta en superficie de CERES EBAF en W/m² por año.

La figura 6 muestra los promedios corregidos por latitud tanto del EEI en el TOA como de la radiación neta en superficie (SW + LW) durante el periodo 2001–2024, utilizando datos CERES EBAF, después de convertir los valores del flujo neto de radiación en anomalías respecto a sus medias correspondientes. Convertí los flujos de energía neta en anomalías porque las magnitudes de los flujos radiativos originales son diferentes debido a la atmósfera.

Figura 6. Radiación neta en superficie (SW + LW), donde lo entrante es positivo, como anomalía desde 2001 hasta 2024 en rojo, y flujo neto en el TOA, también con lo entrante como positivo, en azul. La diferencia en las tendencias se debe principalmente a los efectos atmosféricos y a los cambios en el almacenamiento oceánico. El periodo mostrado es demasiado corto para que ambos alcancen el equilibrio.

Conclusiones

Utilizar las variaciones en el contenido de calor del océano superior para calibrar el EEI en el TOA medido por satélite es una buena idea, pero lamentablemente el contenido de calor oceánico tiene muchos más factores que lo afectan además de la radiación entrante menos la radiación saliente. El contenido de calor del océano superior está fuertemente influenciado por la variabilidad interna multidecadal y, dado que los flujos absolutos de CERES se ajustan con base en el OHC, las estimaciones actuales del EEI pueden reflejar una mezcla de forzamiento externo y variabilidad interna. Se necesitan registros de OHC más largos y estables antes de que el EEI pueda utilizarse como un indicador sólido del forzamiento antropogénico.

Esto no elimina la posibilidad de un desequilibrio a largo plazo causado por el ser humano, pero sí hace que detectarlo sea muy difícil o imposible en periodos cortos de tiempo. Necesitamos comprender mejor las oscilaciones oceánicas o esperar a disponer de suficientes datos para poder tener en cuenta sus variaciones en el almacenamiento de energía térmica.

Disponemos de datos razonables para este cálculo desde aproximadamente 2005, pero los ciclos oceánicos que afectan el cálculo del EEI no están relacionados con las emisiones de gases de efecto invernadero ni con otros posibles factores antropogénicos del cambio climático, ya que estas oscilaciones son anteriores a cualquier posible influencia humana (Gray et al., 2004). Por lo tanto, atribuir cualquier parte del EEI al forzamiento antropogénico es prematuro. Se requieren conjuntos de datos de OHC más largos y estables para separar claramente el forzamiento antropogénico de la variabilidad interna.

Descarga la bibliografía aquí.

Descarga el código en R de CERES utilizado para generar algunas de las figuras aquí.

Este artículo fue publicado previamente en Andy May Petrophysicist.