Otra información en esta colección
Uno de los principales efectos de retroacción a los que puede atribuirse
el gran calentamiento proyectado por los modelos climáticos en respuesta a un
incremento del CO2 es el aumento del vapor de agua en la atmósfera.
Cuando se eleva la temperatura de la atmósfera, ésta aumenta su capacidad
de retención de agua; sin embargo, como la mayor parte de la atmósfera no está
totalmente saturada, esto no significa automáticamente que el vapor de agua
tenga que aumentar. Dentro de la capa límite atmosférica (la capa inferior de
la atmósfera, de aproximadamente 1 a 2 kilómetros de altura), el vapor de agua
aumenta a medida que sube la temperatura. En la troposfera libre, por encima
de la capa límite, donde el efecto invernadero del vapor de agua es más importante,
la situación es más difícil de cuantificar. Según indican los modelos actuales,
la retroacción del vapor de agua tiene por efecto duplicar, aproximadamente,
el nivel de calentamiento que se produciría únicamente por la acción del vapor
de agua fijo. Desde el SIE se han hecho importantes avances en cuanto a la forma
de encarar el vapor de agua en los modelos, aunque la descarga de humedad de
las nubes sigue siendo un factor bastante incierto y existen divergencias entre
la distribución del vapor de agua que indican los modelos y la que se observa
en la realidad. Los modelos son capaces de simular las regiones húmedas y muy
secas que se observan en las zonas tropicales y subtropicales y la forma en
que éstas evolucionan a lo largo de las estaciones y de un año a otro. Si bien
esto da mayor confianza, no permite comprobar las retroacciones, aunque el resto
de las pruebas parecen inclinarse a favor de un efecto de retroacción positivo
del vapor de agua en cielos despejados, de una magnitud comparable a la indicada
por las simulaciones.
Se ha tomado mayor conciencia de la importancia de la estratosfera en el
sistema climático debido a los cambios en su estructura, y se ha reconocido
el papel fundamental que desempeñan tanto los procesos radiativos como los procesos
dinámicos. El perfil vertical del cambio de la temperatura en la atmósfera,
incluida la estratosfera, es un indicador importante en los estudios de detección
y atribución. Los descensos observados en las temperaturas de la capa inferior
de la estratosfera se han debido en su mayor parte a la disminución del ozono
––fenómeno en el que se incluye el “agujero de ozono” sobre la Antártida––,
más que al aumento de las concentraciones de CO2. Las ondas generadas
en la troposfera pueden propagarse hacia la estratosfera donde son absorbidas.
Como consecuencia de ello, los cambios estratosféricos alteran el lugar y la
forma en que esas ondas son absorbidas y sus efectos pueden extenderse en sentido
descendente hacia la troposfera. Los cambios en la irradiancia solar, principalmente
en la radiación ultravioleta (UV), determinan cambios en el ozono que son inducidos
fotoquímicamente y que, a su vez, modifican los ritmos de calentamiento de la
estratosfera, lo que puede alterar la circulación troposférica. Las limitaciones
existentes en cuanto al grado de resolución y la representación relativamente
imprecisa de algunos procesos estratosféricos añade incertidumbre a los resultados
de los modelos.
Se han logrado importantes avances en la modelización de los procesos oceánicos,
en particular del transporte de calor. Estos avances, unidos a un aumento en
el grado de resolución, han sido importantes para reducir la necesidad de hacer
un ajuste de flujo en los modelos y para producir simulaciones realistas de
los modos de la circulación natural a gran escala y mejorar la simulación de
El Niño (véase el Recuadro 4). Las corrientes oceánicas
transportan calor desde los trópicos a latitudes más altas. Los océanos intercambian
calor, agua (a través de la evaporación y la precipitación) y CO2
con la atmósfera. Debido a su enorme masa y su gran capacidad de almacenamiento
de calor, los océanos tornan más lento el cambio climático e influyen en la
escala temporal de la variabilidad del sistema océanoatmósfera. Se han hecho
progresos considerables en la comprensión de los procesos oceánicos que guardan
relación con el cambio climático. El aumento de la resolución, así como una
mejor representación (parametrización) de procesos importantes a escala subreticular
(p.ej., vórtices de mesoescala) han aumentado el realismo de las simulaciones.
Sigue habiendo grandes incertidumbres en torno a la representación de los procesos
a pequeña escala, como los desbordamientos (flujo por canales estrechos, como
por ejemplo entre Groenlandia e Islandia), las corrientes occidentales de contorno
(es decir, corrientes angostas a gran escala a lo largo de la línea de la costa)
y los fenómenos de convección y mezcla. Las corrientes de contorno en las simulaciones
climáticas son más débiles y anchas que en la naturaleza, si bien las consecuencias
de ello para el clima no son claras.
| Recuadro 4: El Niño/Oscilación Austral (ENOA) La fluctuación natural más intensa del clima a escala temporal interanual es el fenómeno El Niño/Oscilación Austral (ENOA). El término “El Niño” se aplicaba originalmente a una débil corriente oceánica que todos los años, cerca de las Navidades, pasaba a lo largo de la costa del Perú en dirección al sur, y fue sólo más tarde que comenzó a asociarse con un nivel de calentamiento inusualmente alto. Sin embargo, el calentamiento en las zonas costeras se asocia con frecuencia a un calentamiento anómalo y mucho más extenso del océano, hasta la Línea internacional de cambio de fecha, y es a este fenómeno, presente en toda la cuenca del Pacífico, al que se asocian modos climáticos anómalos a nivel mundial. El componente atmosférico vinculado a “El Niño” se ha denominado “Oscilación Austral”. Los científicos suelen designar este fenómeno, en el que la atmósfera y el océano colaboran entre sí, con el nombre de ENOA (El Niño/Oscilación Austral). El ENOA es un fenómeno natural, y hay abundantes pruebas, encontradas en muestras de corales y de hielo de los glaciares de los Andes, que indican que ha venido ocurriendo desde hace milenios. Las condiciones oceánicas y atmosféricas imperantes en la zona tropical del Pacífico son raramente uniformes, sino que fluctúan con cierta irregularidad entre los episodios de El Niño y su fase opuesta, “La Niña”, que consiste en un enfriamiento en toda la cuenta del Pacífico tropical durante un período que por lo general abarca de tres a seis años. La fase más intensa de cada fenómeno habitualmente dura un año. Hay un patrón característico de las temperaturas de la superficie del mar en el Océano Pacífico que anuncia el comienzo de los episodios del ENOA. Algunas características fundamentales son la “piscina de agua caliente” en la zona tropical del Pacífico occidental, donde se encuentran las aguas oceánicas más cálidas del mundo; aguas mucho más frías en el Pacífico oriental, y una lengua de agua fría a lo largo del ecuador, que es más pronunciada en octubre y menos marcada en marzo. Los alisios atmosféricos del este en los trópicos amontonan las aguas cálidas en el oeste, produciendo una pendiente ascendente en el nivel del mar a lo largo del ecuador de 0,60 m de este a oeste. Los vientos impulsan las corrientes marinas superficiales, lo que determina el lugar donde fluyen y se separan las aguas superficiales. Entonces, las aguas más frías y ricas en nutrientes afloran desde abajo a lo largo del ecuador y de la costa occidental del continente americano, favoreciendo el desarrollo del fitoplancton, el zooplancton y, por lo tanto, de los peces. Como la convección y las tormentas eléctricas ocurren principalmente en aguas más cálidas, la configuración de las temperaturas de la superficie del mar determina la distribución de las lluvias en los trópicos, y esto a su vez determina las tendencias de calentamiento de la atmósfera mediante la liberación de calor latente. El calentamiento impulsa las circulaciones de tipo monzónico en gran escala en los trópicos, y por ende determina los vientos. Este estrecho acoplamiento de la atmósfera y el océano en los trópicos da origen al fenómeno de El Niño. Durante El Niño, las aguas cálidas del Pacífico occidental tropical migran hacia el este a medida que los alisios amainan, desviando la trayectoria de los temporales de lluvias tropicales, atenuando aún más la fuerza de los alisios y acentuando así los cambios en las temperaturas del mar. A medida que las aguas cálidas avanzan hacia el este a lo largo del ecuador, el nivel del mar baja en el oeste, pero se eleva en el este hasta 0,25 m. Ahora bien, los cambios en la circulación atmosférica no se limitan a los trópicos, sino que se extienden por todo el planeta y repercuten en las corrientes en chorro y en la trayectoria de las tormentas en las latitudes medias. Durante La Niña – la fase opuesta del fenómeno – se observan configuraciones aproximadamente inversas. Los cambios asociados al ENOA producen grandes variaciones meteorológicas y climáticas en todo el mundo de un año a otro. Esto tiene a menudo profundas repercusiones en la humanidad y en la sociedad, a causa de las sequías, las inundaciones, las olas de calor y demás cambios asociados a este fenómeno, que pueden tener consecuencias muy perjudiciales para la agricultura, la pesca, el medio ambiente, la salud, la demanda de energía, la calidad del aire, y modificar además los riesgos de incendios. El ENOA desempeña también un papel preponderante en la modulación del intercambio de CO2 con la atmósfera. El afloramiento normal de aguas frías ricas en nutrientes y en CO2 en el Pacífico tropical desaparece durante el episodio El Niño. |
La representación de los procesos del hielo marino continúa mejorando,
y hay actualmente varios modelos climáticos que incorporan métodos basados en
la física para representar la dinámica de los hielos. La representación de los
procesos del hielo terrestre en los modelos climáticos mundiales sigue siendo
rudimentaria. La criosfera está compuesta por aquellas regiones de la Tierra
que están cubiertas, estacionalmente o permanentemente, de nieve y hielo. El
hielo marino es importante porque refleja más radiación solar incidente que
la superficie del mar (es decir que tiene un albedo mayor) y protege al mar
de la pérdida de calor durante el invierno. Por lo tanto, la reducción del hielo
marino tiene un efecto de retroacción positivo sobre el calentamiento del clima
en las latitudes altas. Además, debido a que el hielo marino contiene menos
sal que el agua del mar, cuando se forma el hielo marino el contenido de sal
(salinidad) y la densidad de la capa superficial del océano aumentan. Esto promueve
un intercambio de agua con las capas más profundas del océano, que afecta la
circulación oceánica. La formación de icebergs y la fusión de las barreras de
hielo devuelve agua dulce de los continentes a los océanos, de tal manera que
los cambios en el ritmo de estos procesos podría afectar la circulación oceánica
al modificar la salinidad en la superficie. La nieve tiene un albedo mayor que
la superficie terrestre; en consecuencia, la disminución de la capa de nieve
produce un efecto de retroacción positivo en el albedo, aunque menor que el
del hielo marino. En algunos modelos climáticos se están introduciendo esquemas
de nieve cada vez más complejos así como de la variabilidad a escala subreticular
de la capa de hielo y su espesor, lo que puede influir considerablemente en
el albedo y en los intercambios entre la atmósfera y el océano.
Las investigaciones realizadas con modelos que contienen las representaciones más recientes de la superficie terrestre indican que los efectos directos del aumento del CO2 en la fisiología de las plantas podrían conducir a una disminución relativa de la evapotranspiración en los continentes tropicales, junto con un calentamiento regional y una desecación superiores a los pronosticados convencionalmente como efectos de calentamiento de los GEI. Los cambios en la superficie terrestre producen importantes efectos de retroacción, ya que los cambios climáticos antropógenos (como el aumento de la temperatura, los cambios en las precipitaciones, las alteraciones en el calentamiento radiativo neto y los efectos directos del CO2) influyen en el estado de la superficie terrestre (p.ej., la humedad del suelo, el albedo, la rugosidad y la vegetación). Los intercambios de energía, impulso, agua, calor y carbono entre la superficie terrestre y la atmósfera pueden definirse en los modelos como funciones del tipo y la densidad de la vegetación local y de la profundidad y las características físicas del suelo, todo ello de acuerdo con bases de datos sobre la superficie terrestre que han podido mejorarse merced al uso de observaciones mediante satélites. Los adelantos logrados en la comprensión de la fotosíntesis de la vegetación y el uso del agua se han utilizado para combinar los ciclos de la energía terrestre, del agua y del carbono dentro de una nueva generación de parametrizaciones de la superficie terrestre, que se han verificado mediante su comparación con las observaciones sobre el terreno y se han aplicado en algunos MCG. Eso ha permitido mejorar en forma comprobable la simulación de los intercambios entre la superficie terrestre y la atmósfera. Sin embargo, aún quedan por resolver problemas importantes en lo que respecta a los procesos de humedad del suelo, la predicción del escurrimiento, los cambios en el uso de la tierra y los procedimientos aplicables a la nieve y la heterogeneidad a escala subreticular.
Los cambios en la cubierta vegetal de la superficie terrestre pueden afectar el clima mundial de varias maneras. La deforestación a gran escala en las zonas tropicales húmedas (p.ej., en América del Sur, África y Asia Sudoriental) ha sido señalada como el proceso más importante que está ocurriendo actualmente en relación con la superficie terrestre, porque reduce la evaporación y aumenta la temperatura en la superficie. Estos efectos son reproducidos cualitativamente por la mayoría de los modelos. Sin embargo, siguen habiendo grandes incertidumbres en cuanto al impacto cuantitativo de la deforestación a gran escala sobre el ciclo hidrológico, particularmente en la Amazonia.
En vista de las mejoras introducidas recientemente en los modelos basados en los procesos del ciclo terrestre y oceánico del carbono, y de las evaluaciones realizadas en función de las observaciones, hoy se tiene mayor confianza en el uso de estos modelos para el estudio de escenarios futuros. El CO2 tiene un ciclo natural rápido entre la atmósfera, los océanos y la superficie terrestre. En cambio, para que desaparezca la perturbación causada en el CO2 por las actividades humanas se requiere mucho más tiempo. Esto se debe a los procesos que limitan la velocidad con que pueden aumentar las reservas oceánicas y terrestres de carbono. El CO2 antropógeno es absorbido por los océanos debido a su alta solubilidad (que se debe a la naturaleza de la química de los carbonatos), pero el ritmo de absorción está limitado por la velocidad finita de la mezcla vertical. El CO2 antropógeno es absorbido por los ecosistemas terrestres por varios mecanismos posibles, por ejemplo, la gestión de las tierras, la fertilización por CO2 (intensificación del crecimiento vegetal por efecto de una mayor concentración de CO2 en la atmósfera) y un mayor suministro antropógeno de nitrógeno. Esta absorción está limitada por la proporción relativamente pequeña de carbono vegetal que puede almacenarse por períodos prolongados (en la madera y el humus). Se prevé que la proporción del CO2 emitido que puede ser absorbida por los océanos y la superficie terrestre irá disminuyendo a medida que aumenten las concentraciones de CO2. Se han elaborado modelos basados en los procesos de los ciclos oceánicos y terrestres del carbono (que incluyen representaciones de los procesos físicos, químicos y biológicos) y se han evaluado mediante su comparación con las mediciones pertinentes del ciclo natural del carbono. Estos modelos se han utilizado también para simular la perturbación humana del ciclo del carbono y han podido generar series temporales de la absorción de carbono por los océanos y la superficie terrestre que en general coinciden con las tendencias observadas a nivel mundial. Todavía hay diferencias considerables entre los distintos modelos, especialmente en cuanto a la forma en que encaran la circulación física de los océanos y a las respuestas regionales de los procesos del ecosistema terrestre al clima. Sin embargo, los modelos actuales indican de manera uniforme que, cuando se consideran los efectos del cambio climático, la absorción de CO2 por los océanos y la superficie terrestre disminuye.
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