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Figura 25: Emisiones de CO2 proyectadas que
permiten estabilizar las concentraciones atmosféricas de CO2
en distintos valores finales. El recuadro a) muestra las trayectorias
hipotéticas de la concentración de CO2 (escenarios WRE) y los
recuadros b) y c) muestran las emisiones de CO proyectadas por dos modelos
de ciclo rápido del carbono: el Bern-CC y el ISAM. Para calcular el margen
de variación del modelo en el escenario ISAM, se calibró el modelo de
manera de aproximar el margen de variación de las respuestas al CO2
y al clima obtenidas mediante una comparación entre los modelos. Este
método genera un menor nivel de incertidumbre en la respuesta del ciclo
del carbono. Los márgenes de variación del modelo en el escenario Bern-CC
se obtuvieron mediante la combinación de distintas hipótesis de valores
mínimos y máximos con respecto al comportamiento del efecto de fertilización
por CO2, la respuesta de la respiración heterotrófica a la
temperatura y el tiempo de renovación de los océanos, lo que dio como
resultado un mayor nivel de incertidumbre en la respuesta del ciclo del
carbono. El borde superior y el borde inferior del sector sombreado indican
el valor máximo y el valor mínimo correspondientes a cada modelo. A su
vez, los valores mínimos (donde quedan ocultos) se indican con una línea
fina discontinua en un tono más claro. [Basado en la Figura
3.13]
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F.10 Proyecciones de los cambios futuros en la respuesta a los perfiles de
estabilización de la concentración del CO2
Gases de efecto invernadero y aerosoles
Todos los perfiles de estabilización estudiados exigen que las emisiones
de CO2 se reduzcan en última instancia a niveles muy inferiores a
los actuales. De los perfiles de CO2 previstos se dedujeron
tasas de emisión de CO2 antropógeno que alcanzan niveles estables
de concentración del CO2 de entre 450 y 1.000 ppm (Figura
25a). Los resultados (Figura 25b) no son muy
diferentes de los presentados en el SIE, pero el margen de variación es mayor,
principalmente debido a las diferencias en cuanto al nivel futuro de absorción
terrestre de carbono, que surgen como consecuencia de las distintas hipótesis
que se utilizan en los modelos. Para que la concentración se estabilice en 450,
650 o 1.000 ppm, sería necesario que las emisiones antropógenas mundiales disminuyeran
a niveles inferiores a los de 1990 en el lapso de unos pocos decenios, alrededor
de un siglo, o alrededor de dos siglos, respectivamente, y que en adelante siguieran
disminuyendo en forma constante. A pesar de que los océanos tienen una capacidad
de absorción suficiente para captar entre el 70 y el 80% de las emisiones antropógenas
previsibles de CO2 a la atmósfera, este proceso tarda siglos debido
a la velocidad de mezcla en los océanos. Como consecuencia de ello, incluso
varios siglos después de producidas las emisiones, aproximadamente la cuarta
parte del aumento en la concentración causado por esas emisiones seguirá presente
en la atmósfera. Para que la concentración de CO2 permanezca constante
más allá del año 2300 es preciso que las emisiones disminuyan hasta alcanzar
la tasa de absorción de los sumideros de carbono que existan en ese momento.
Los sumideros terrestres y oceánicos naturales, capaces de perdurar durante
cientos o miles de años, son pequeños (<0,2 PgC/año).
Temperatura
Debido a las extensas escalas temporales del océano, la temperatura media
mundial seguirá aumentando durante cientos de años a un ritmo de unas pocas
décimas de grado por siglo después de que las concentraciones de CO2
se hayan estabilizado. Los efectos en la temperatura de las pautas de concentración
del CO2 destinadas a lograr una estabilización en el entorno de las
450 ppm a las 1.000 ppm se estudiaron utilizando un modelo climático simple
adaptado a siete MCGAO, con una sensibilidad media del clima de 2,8°C. En todas
las líneas evolutivas dirigidas a la estabilización, el sistema climático muestra
un calentamiento considerable durante el siglo XXI y posteriormente (véase la
Figura 26). Cuanto menor sea el nivel en el que
se estabilicen las concentraciones, menor será el cambio total de la temperatura.
Nivel del mar
Si las concentraciones de los gases de efecto invernadero se estabilizaran
(incluso en sus valores actuales), el nivel del mar seguiría de todos modos
aumentando durante cientos de años. Al cabo de 500 años, la elevación del
nivel del mar como consecuencia de la expansión térmica podría haber llegado
solamente a la mitad de su nivel definitivo, que según los modelos podría ser
de entre 0,5 y 2,0 m, o de entre 1 y 4 m, si los niveles de concentración del
CO2 fueran dos o cuatro veces mayores que los de la era preindustrial,
respectivamente. Esta larga escala temporal es resultado de la escasa difusión
y la lenta circulación de los procesos que transportan el calor hacia la profundidad
de los océanos.
Es probable que se pierda una parte importante de la masa total de glaciares.
Existe una gran probabilidad de que el hielo desaparezca totalmente de
las zonas actualmente cubiertas de glaciares en forma marginal.
Las capas de hielo seguirán reaccionando ante el cambio climático durante
varios miles de años más, aunque el clima se estabilice. Las capas de hielo
de la Antártida y de Groenlandia contienen en conjunto un volumen de agua suficiente
como para elevar el nivel del mar en casi 70 m si se deshelaran, de manera que
hasta un pequeño cambio parcial en su volumen podría tener efectos considerables.
Los modelos proyectan que si el aumento de la temperatura a nivel local
superara en promedio los 3°C por año y continuara al mismo ritmo durante milenios,
se produciría una fusión prácticamente total de la capa de hielo de Groenlandia,
lo que haría elevar el nivel del mar en unos 7 m. Las temperaturas proyectadas
para Groenlandia de acuerdo con los distintos modelos utilizados en el Capítulo
11 superan en general el promedio mundial de temperaturas entre 1,2 y 3,1
veces. Si el calentamiento de Groenlandia fuera de 5,5°C, de acuerdo con los
escenarios de estabilización intermedios (véase la Figura
26), es probable que la capa de hielo de Groenlandia contribuyera al ascenso
del nivel del mar en una proporción de aproximadamente 3 m en un lapso de 1.000
años. Si el calentamiento fuera de 8°C, la contribución sería de alrededor de
6 m y la mayor parte de la capa de hielo desaparecería. En caso de aumentos
más reducidos de la temperatura, la disminución de la capa de hielo sería considerablemente
menor (véase la Figura 27).
Los modelos actuales de la dinámica de los hielos proyectan que la capa
de hielo de la Antártida occidental contribuirá a la elevación del nivel del
mar en no más de 3 mm por año durante los próximos 1.000 años, aunque ocurran
cambios importantes en las barreras de hielo. Estos resultados dependen
en gran medida de las hipótesis de los modelos en cuanto a los posibles cambios
climáticos, la dinámica de los hielos y otros factores. Aparte de una posible
inestabilidad interna de la dinámica de los hielos, el deshielo a nivel de la
superficie afectará la viabilidad a largo plazo de la capa de hielo de la Antártida.
En caso de que la temperatura suba más de 10ºC, los modelos de escorrentía simples
vaticinan que se creará una zona de pérdida de masa neta en la superficie de
la capa de hielo. Ello daría lugar a una desintegración irreversible de la capa
de hielo de la Antártida occidental porque dicha capa no puede retroceder hacia
tierras más altas una vez que sus márgenes empiezan a deshelarse en la superficie
y empiezan a retraerse. Esta desintegración tardaría por lo menos varios milenios.
Los umbrales que determinarían la desintegración total de la capa de hielo de
la Antártida oriental como consecuencia del deshielo a nivel de la superficie
suponen aumentos de temperatura superiores a los 20ºC, situación que no ha ocurrido
por lo menos en los últimos 15 millones de años y que es mucho más de lo que
prevé cualquier escenario de cambio climático actualmente en estudio.
Figura 26: Resultados obtenidos con un modelo simple:
cambios proyectados de la temperatura media a nivel mundial cuando
la concentración de CO2 se estabilice de acuerdo con
los perfiles WRE (véase el Capítulo
9, Sección 9.3.3).También se indican en color verde, con fines
de comparación, los resultados obtenidos para los perfiles S en
el SIE (no se tiene datos del S1000). Los resultados son el promedio
generado por un modelo climático simple calibrado con respecto a
siete MCGAO. El escenario de base es el escenario A1B,
y esto está indicado en forma específica solamente hasta el año
2100. Después de 2100, la hipótesis considerada es que las emisiones
de gases distintos del CO2 se mantienen constantes en
los valores A1B de 2100. Las proyecciones
se rotulan de acuerdo con el nivel de estabilización del CO2.
Las líneas discontinuas después de 2100 indican un mayor grado de
incertidumbre en los resultados del modelo climático simple más
allá del año 2100. Los puntos negros indican el momento en el tiempo
en que se logra la estabilización del CO2. El año de
estabilización en el caso del perfil WRE1000 es 2375. [Basado en
la Figura 9.16]
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Figura 27: Respuesta de la capa de hielo de Groenlandia
en tres escenarios de calentamiento climático durante el tercer
milenio, expresada en cambios equivalentes en el nivel del mar a
escala mundial. Los valores asignados a las curvas corresponden
al aumento de la temperatura media anual en Groenlandia para el
año 3000 D.C., de acuerdo con las predicciones de un modelo climático
y oceánico bidimensional forzado con aumentos en la concentración
de GEI hasta el año 2130 D.C., la que se mantiene constante después
de esa fecha.Véase que las temperaturas proyectadas para Groenlandia
son en general de 1,2 a 3,1 veces superiores al promedio de las
temperaturas a nivel mundial, de acuerdo con los diversos modelos
utilizados en el Capítulo 11. [Basado
en la Figura 11.16]
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