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

Clima: Filtro pasa-bajas de P>30 a

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

Principales forcings

• La irradiancia solar

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

Cicle solar: nombre de taques

Constante solar : 1366 W/m2 , Var = 0.1 %

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

Excentricidad

Oscilación real: 0,3 /100 a 6 /100Actualmente: 1,67 /100

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

ProblemesProblemes de la de la teoriateoria astronòmicaastronòmica

Forcings (II)

• El albedo

Fracción de radiación luminosa reflejada hacia el e spacio

Albedo terrestre (NASA)

Valores altos: Hielo, nubes y desiertosValores bajos: Océanos y bosques

Aerosoles

-Naturales: -Volcánico-Polvo resuspendido

-Antropogénico: -Agricultura -Industria

- Efecto refrigerante neto:-Albedo-Aumento de gotas pequeñas en nubes

Forcings (III)

• El efecto invernadero

( ) 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

Escenario final

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)

La banda de absorción intensay moderada del CO 2 coincideCon ventanas del H 20 :

Distribución de las frecuencias de radiación que llegan a la superficie:

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

Posición actual de las placas tectónicas

Forcings tectónicos

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

Why increased rock fragmentation leadsto more weathering:

Weathering depends on surface area

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