Post on 03-Dec-2018
Módulo I: Motores de la Biosfera
Capítulo 1El sistema climático
Antonio García-OlivaresInstitut de Ciències del Mar, CSIC,
Barcelonaagarcia@icm.csic.es
3. Circulación Oceánica y Clima
Clima y tiempo atmosférico
• 1960: – Tiempo atmosférico: T, precipitaciones diarias,
nubosidad, vientos y extremos meteorológicos observables en superficie en una localidad geográfica
– Clima: T y precipitación promediada en una ventana temporal entre un mes y 106 a, frecuentemente 30 a
• Actualmente: – Clima: Valores medios, varianzas y correlaciones
(P > 1 mes) de las variables de la atmósfera y de los sistemas que interaccionan con ella
El clima como respuesta de un sistema complejo
• Modelo sistémico del clima:– Un sistema abierto: el sistema climático– Subsistemas: atmósfera, hidrosfera, criosfera, biosfera, litosfera– Sistemas compuestos de muchas partes (en distintas fases)– Un input: Flujo “estacionario” de energía solar– Una respuesta: Un estado de las variables climáticas (T,
precipitaciones,…) estacionario, oscilante o caótico en el tiempo.
– Una serie de parámetros puede modificar el estado del inputo la sensibilidad de los mecanismos de reacción a ese input
{Variablesinternas}
{Parámetros}
Input Respuesta
• Mecanismos : el input y las variables climáticas respuesta se relacionan mediante mecanismos físicos, biológicos, geológicos, etc.
• Los mecanismos son descritos matemáticamente mediante ecuaciones que relacionan a las variables input con las variables internas del sistema (“variables de estado ”) y a éstas con las variables respuesta (“el clima”)
• Parámetros : Valores fijos dentro de las ecuaciones anteriores o que varían mucho más lentamente que las variables
• Forzamiento o “forcing”: Cualquier variación de un parámetro que altere la respuesta del sistema
• Retroalimentación , retroacción: Cualquier variación de una variable que provoca una variación de una variable interna, que a su vez tiende a aumentar/disminuir la variación inicial
Fuente energía: el sol
Ti = 16 x 106 KTs = 5750 K
Fusión termonuclear convierte cada s: 4,500,000 Tm de masa en E.
Irradiancia E = 6.2 x 107 W/m2
40% entre 400 y 570 nm (visible)60% entre 670 y 4000 nm
y entre 200 y 400 nm
A 150 millones de km:Constante solar:
1367 W/m2 (perpendicularmente)340 W/m2 (de superficie terrestre)
Radiación entrante:
1
5 2
16 21
22
Llei de Planck
exp 1
3.74 10
1.44 10
λ
λλ
−
−
= −
=
=
cE
cT
c x Wm
c x mK
4
8 2 4
Llei de Wien
2897
Llei de Stefan-Boltzmann
5.67 10
λ
σσ − − −
=
==
m T
E T
x Wm K
W / (m2m)Rayleigh
Oblicuidad
- A altos tilts las estaciones son más extremas
- A bajos tilts son más suaves
- Actualmente es 23.5° (medio-alto)
Precesión
El día del solsticio de verano cambiay puede estar más o menos lejos del perihelio
-Si está cerca del perihelio, el veranoes más cálido y el invierno más frío
-Si está cerca del afelio, el verano esmás fresco y el invierno más templado
Eccentricity
• Urbain Leverrierapplied Newton’s gravitational laws to orbits/masses of planets
• 10 years to compute impact to Earth’s orbit
• Led to discovery of Neptune
• 100,000 yr change from 1-6% eccentricity
Geologists understand astronomy
• Milankovitch (1930) Manual of Climatology
• Decrease in axial tilt causes a decrease in summer radiation
• A decrease in the earth-sun distance at any season causes an increase in radiation at that season.
• Strength of various effects varies with latitude– Tilt cycle (41,000 yr) predominates at poles, gets smaller at
equator– Precession (22,000 yr) is small at poles, larger at equator
• Situación actual: precesión en el modo glacial (vera nos frescos). Tilt (medio-alto) y excentricidad (baja: 1,67%) no f avorables a glaciación
Otros logros de la teoría astronómica
• Los interglaciales más fuertes tienen lugar cuando la oblicuidad y la precesión se suman en fase (dentro de una ventana de 5 ka)
• Monzones más intensosse observan en lossedimentos tropicales en ciclos de 21 ka
Aerosoles
-Naturales: -Volcánico-Polvo resuspendido
-Antropogénico: -Agricultura -Industria
- Efecto refrigerante neto:-Albedo-Aumento de gotas pequeñas en nubes
( ) 40S1 T T 255K -18 C
4α σ− = ⇒ = ≅ o
p e e
radiació solarradiació solar
radiació terrestreradiació terrestre
T e
σTe
4
0S4
Primer modelo de balance de calor: sólo suelo
S0 : Constante solar perpendicular (1370 W/m2)Superficie esfera = 4 Superficie círculoα: albedo (0.33)
344227
Reflejado 117
Absorbido y convertido en calor: 227
T s
Ta
Segundo modelo de balance: suelo con atmósfera
169
344
113
7
[62] [3.5]
3.5
As = 162
α=0.33
α=0.04
Corta absorbida por atm: Aa=65.5; As=162 W/m2
Larga emitida por atm: 0.64Ea abajo. Ecs. de balance:
+ = Aa
0.64 Ea
0.36 Ea
Es
.05 Es
===⇒−+=
=⇒=+=
C36ºK 309 W/m55905.0
)/519( W/m51964.0
2
4/12
assaa
ssass
EEEAE
TEEAE σ
T s
Ta
Tercer modelo: suelo + atmósfera + evaporación
169
342
113
7
[62] [3.5]
3.5
As = 162
α=0.33
α=0.04
Calor de vaporización + convección ⇒ Q = 114 W/m2
Ecuaciones de balance:
+ = Aa
0.64 Ea
0.36 Ea
Es
.05 Es
===⇒+−+=
=⇒=−+=
C19ºK 292 W/m57305.0
)/415( W/m41564.0
2
4/12
assaa
ssass
EQEEAE
TEQEAE σ
114
-Q = -114
Gases invernadero
• 90% el H2O y CO2
• 10% O3, CH4 y NOx• El CO2 tiene tres bandas:
– Moderada (4 µm)– Débil (10 µm)– Muy intensa (13.5 – 18 µm)
CO2 = Carbon dioxide. H2O = Water vapor. O3 = Ozone.aIncludes clouds.Source: V. Ramanathan and J.A. Coakley, Jr., “Climate Modeling Through Radiative-Convective Models,” Review of Geophysics & Space Physics 16 (1978):465
0100None
397O3
1288CO2
1486Clouds
3664H2O
5050H2O, CO2, O3
1000AllaPercentage Heat Not TrappedPercentage Heat TrappedSpecies Removed
Table D2. Efficiency of Heat Trapping by Greenhouse Gases and Clouds
- El efecto resultante de eliminar un gas da idea de su importancia- Aunque ese efecto es amortiguado por los que quedan debido a quelas bandas de absorción se intersectan
- Pero el H2O no es un forcing de T sino un feedback de T- dC02 > 0 � dT > 0 � d Evaporación > 0- Amplifica el forcing radiativo de un dCO2 hasta el doble o triple
Humedad el 28-8-2005 (Carl Mears and Frank Wentz):
Tierra: Constante solar: 1367 Wm-2. Albedo: 0.30,
�956,9 Wm-2.
- CO2 : 0.03%. Presión: 1 atm � fuerte efecto inver
Venus: Constant solar 2637 Wm-2 , Albedo 0.77 �
606,51 Wm-2.
- CO2 96%. Presión: 89 atm � enorme efecto invern
Mart: Constant solar 592 Wm-2 , Albedo 0.14 �
509,12 Wm-2
- CO2 95.3%. Presión: 0.007 atm � débil efecto inver
Te= 255 K (-18ºC), Ts= 288 K (15ºC)
Te= 227 K (-46ºC) , Ts= 737 K (464ºC)
Te= 218 K, (-55ºC) Ts= 220 K (-53ºC)
Albedo y efecto invernadero en los planetas interiores
• ¿Podría el clima terrestre llegar a colapsar por arriba, como ha ocurrido en Venus, debido al bombeo de CO2 antropogénico?
Concentracions atmosfèriques de CO2 a Mauna Loa (Hawaii)
Anys
1950 1960 1970 1980 1990 2000 2010
Con
cent
raci
ó de
CO
2 en
ppm
310
320
330
340
350
360
370
380
Input neto por estaciones:• Los cuerpos se calientan hasta reemitir finalmente tanto como reciben
• La reemisión infrarroja es muy homogénea por la T de las nubes altas
“La T de la superficie es más alta cerca del ecuador por los días más largos allí”. ¿V o F? - El calor es distribuido desde zonas excedentarias hacia deficitarias
Actividad tectónica alta ����
•Alta emisión de CO2•Dorsales más voluminosas•Océano más alto•Deriva más rápida de continentes
Encuentro entre continentes
• Plegado � Disminución del área horizontal � disminución del nivel del mar
• Plegado � cizalla vertical de estratos � ∆S radiante � -∆T
• Plegado�levantamiento de S radiante a alturas de miles de m (Plateau Tibetano) � una fracción de radiación no es interceptada por gases invernadero y escapa
• Mayores alturas� aumento en la tasa global de erosión química�los minerales son rápidamente transportados a elevaciones bajas, donde T y humedad permiten una descomposición más eficiente de silicatos con el ácido carbónico
• Menos CO2 � Menos T
Changes in amount of uplift of continental rockcould regulate amount of weathering
“Upliftweatheringhypothesis”
Get uplift mainlywhen continentscollide
La Tierra desde lejos
- 70% de superficie oceánica- delgada capa atmosférica
Importancia de la hidrosferaen la respuesta climática
Hidrosfera• Todo el agua en fase líquida• Océanos: 71% de la S terrestre• Absorción de luz y evaporación,y emisión
nocturna, dominadas por océanos• Flujos de calor (latente y sensible) superficie-
atm• Capacidad calorífica de 3 m = toda la atm• Mayoría del CO2, disuelto• Inercia térmica y química, amortigua a la atm• Gran parte de los mecanismos de variabilidad
del clima están en los océanos • Escala: horas (brisas), estaciones, … milenios
Atmósfera y océanos están térmicamente acoplados (1)
• La irradiación calienta la superficie terrestre (oceánica) rápidamente (lentamente), pero al calentarse el agua acumula más calor que el suelo (capacidad calorífica 50 veces mayor)
• Cuando la superficie oceánica se vuelve más cálida o menos que lo normal, tarda mucho en volver al estado normal
• A corto plazo, amortigua los extremos atmosféricos
• Ej: los climas “costeros” son más suaves que el clima “continental”
Atmósfera y océanos están térmicamente acoplados (2)
• Un aumento de efecto invernadero en la atmósfera calienta la superficie oceánica
• La superficie oceánica envía calor al fondo mediante downwelling
• A corto plazo, amortigua los extremos atmosféricos• A largo plazo, un océano calentado hasta el fondo
puede crear un clima muy uniforme globalmente• Ej: El cretácico: 28ºC en superficie (45º N), 17ºC en
fondo. Hoy: 18ºC, 2ºC. Caimanes en círculo polar.• Causas:
– Corrientes marinas tropicales hasta el círculo polar. – Mayor CO2 que hoy.– ¿downwelling en zonas tropicales?
Los océanos son grandes acumuladores de carbono
• Hay 50 átomos de C en océanos por cada 1 en atmósfera
• La mitad del flujo antropogénico de CO2 está siendo absorbido por los océanos
Los océanos están recorridos por corrientes
• El 65% del exceso de calor que gana anualmente la banda intertropical es enviada hacia los polos por vientos. El 35%, por corrientes oceánicas.
• Las corrientes son movidas por vientos y por diferencias de densidad entre columnas de agua.
• La presencia de continentes, la rotación terrestre y las inestabilidades del flujo tienen tb un papel
• Diferencias de densidad obedecen a diferencias de salinidad y T.
• Diferencias de T derivan de la acción de los vientos y de diferencias en las tasas de evaporación (irradiancia solar y nubosidad)
Las corrientes influyen en el clima global y regional
• Las corrientes ecuador-polos llevan agua cálida miles de km hacia regiones frías
• Ej: La Corriente del Golfo crea climas anormalmente suaves en N de Europa
• Ej: El upwelling costero crea climas anormalmente fríos (Ej: San Francisco, enfriado por upwelling, tiene la misma T que Dublin, calentado por la Corriente del Golfo, aunque está 1600 km más al sur)
Las corrientes influyen en el clima global (II)
• En escalas geológicas, la forma y localización de los continentes influyen en las pautas de circulación
• Las placas derivan 5 cm/a y las montañas suben 1 mm/a
• Ej: Entre -225 y -65 b.p. T > T entre -65 y hoy. Aislamiento del ártico a las corrientes marinas
Corrientes que crean aguas profundas modulan el clima en escalas del siglo al
milenio
• El agua superficial se vuelve densa cuando la evaporación es intensa y/o cuando el enfriamiento es fuerte
• En ciertos lugares cerca de los polos, se vuelve más densa que la que tiene debajo y se hunde hasta el fondo (“convective overturning”)
• Esto aumenta el flujo de agua cálida hacia zonas más cercanas a los polos
• Si el “overturning” es intenso, el fondo no está tan frío, y una parte adicional de radiación superficial es acumulada en las profundidades
• Si el “overturning” es mediano pero muy frío y salino (glaciaciones) el fondo se queda aislado con su CO2
Perturbaciones pequeñas en la formación de aguas profundas pueden
afectar al clima global y regional
• Una pequeña bajada de densidad en el agua marina del Atlántico frente a Groenlandia podría interrumpir la formación de aguas profundas en el N
• Aceleración del calentamiento tropical• Enfriamiento de Europa del Norte • Joven Dryas: Apareció en 1 siglo y duró
más de 1000 a