Nota Tecnica Gases Efecto Invernadero PDF

8/14/2019 Nota Tecnica Gases Efecto Invernadero PDF

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IDEAMMETEO/008-2007NOTA TCNICA DEL IDEAM

Original: Diciembre 2007

INFORMACIN TECNICA SOBREGASES DE EFECTO INVERNADERO

Y EL CAMBIO CLIMTICO

Henry Oswaldo Benavides BallesterosGloria Esperanza Len Aristizabal

Instituto de Hidrologa, Meteorologa y Estudios Ambientales - IDEAM

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SUBDIRECCIN DE METEOROLOGA


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CONTENIDO

1. CLIMA Y CAMBIO CLIMATICO.. 11.1 EL CLIMA.................................................................................................................. 11.2 FACTORES CLIMTICOS........................................................................................ 21.3 NORMA Y ANOMALA CLIMTICA.......................................................................... 31.4 FLUCTUACIONES CLIMTICAS.............................................................................. 31.5 SISTEMA CLIMTICO............................................................................................... 41.5.1 Atmsfera................................................................................... 41.5.2 Ocano................................................................................... 51.5.3 Crisfera..................................................................................... 61.5.4 Bisfera...................................................................................... 71.5.5 Litsfera............................................................................................. 81.6 CICLO HIDROLGICO............................................................................................. 8

1.7 CICLO DEL CARBONO............................................................................................. 91.8 FACTORES FORZANTES DEL CLIMA.................................................................... 111.8.1 Forzantes externos...................................................................................... 131.8.2 Forzantes internos....................................................................................... 171.9 RETROALIMENTACIN........................................................................................... 231.10 SENSIBILIDAD CLIMTICA.................................................................................... 24

2. EFECTO INVERNADERO 252.1 EFECTO INVERNADERO NATURAL.. 252.2 REFORZAMIENTO DEL EFECTO INVERNADERO. 262.3 CAMBIO CLIMTICO.. 292.4 CALENTAMIENTO GLOBAL. 31

2.5 CAMBIO GLOBAL 312.6 OSCURECIMIENTO GLOBAL.. 32

3. GENERALIDADES DE LOS GASES DE EFECTO INVERNADERO (GEI) 363.1 GEI DIRECTOS. 363.1.1 Dixido de carbono (CO2). 363.1.2 Metano (CH4).. 373.1.3 xido nitroso (N2O) 393.1.4 Compuestos halogenados 393.1.5 Ozono troposferico. 413.1.6 Vapor de agua........... 413.2 GEI INDIRECTOS. 43

3.2.1 xidos de nitrgeno (NOx)... 433.2.2 Monxido de carbono (CO).. 443.2.3 Compuestos orgnicos voltiles diferentes al metano (COVDM).. 453.3 XIDOS DE AZUFRE Y PARTCULAS.... 453.4 CONCENTRACIONES DE LOS GEI. 47

4. INFORMES DE EVALUACIN DEL IPCC. 50

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4.1 QUE ES EL IPCC.. 50


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4.2 TERCER REPORTE DE EVALUACIN 514.3 CUARTO REPORTE DE EVALUACIN... 534.4 CAMBIO CLIMTICO EN CUMBRE G8, ALEMANIA 2007... 544.5 ESCENARIOS DE EMISIONES IE-EE DEL IPCC.. 55

5. CAMBIOS OBSERVADOS EN EL CLIMA(Indicadores que manifiestancambios en el sistema climtico) 57

5.1 A NIVEL GLOBAL. 575.2 A NIVEL NACIONAL. 665.2.1 Generacin de indicadores de cambio climtico.. 665.2.2 Otras manifestaciones del cambio climtico.. 695.2.3 Retroceso de los glaciares en Colombia.... 70

6. IMPACTOS PROYECTADOS DEL CAMBIO CLIMTICO.. 746.1 A NIVEL GLOBAL. 74

6.2 A NIVEL NACIONAL. 816.2.1 Zonas costeras e insulares.. 816.2.2 Coberturas vegetales 826.2.3 Ecosistemas de paramos. 836.2.4 Sector agropecuario.. 836.2.5 Salud humana. 836.2.6 Recursos hdricos.. 84

7. PRIMERA COMUNICACIN NACIONAL ANTE LA CONVENCIONMARCO SOBRE CAMBIO CLIMATICO.. 85

8. CONVENIOS Y PROTOCOLOS.. 868.1 CONVENCIN MARCO SOBRE CAMBIO CLIMTICO 868.2 PROTOCOLO DE KYOTO...86

9. PROYECTOS DEL IDEAM RELACIONADOS CON EL CAMBIOCLIMATICO. 89

9.1 SEGUNDA COMUNICACIN NACIONAL ANTE LA CONVENCION MARCOSOBRE CAMBIO CLIMATICO 89

9.2 PROYECTO NACIONALINTEGRADO DE ADAPTACIN AL CAMBIOCLIMTICO (INAP)... 89

9.3 PROYECTO PHRD.. 91

10. QUE HACER PARA EVITAR EL CALENTAMIENTO GLOBAL??................. 92

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1. CLIMA Y CAMBIO CLIMATICO

El clima no ha sido constante a lo largo de la historia. Los registros histricos y

geolgicos muestran claramente las variaciones del clima en una amplia gama en laescala temporal. En la escala pequea, de unos cuantos meses, las variacionesestn representadas por sucesiones de periodos secos y lluviosos a lo largo del ao.En cuanto a las escalas largas, como de varios siglos, estn determinadas por erasglaciares e interglaciares (por ejemplo, la Pequea Edad de Hielo, correspondiente aun perodo fro desde comienzos del siglo XIV hasta mediados del XIX, fue seguidapor un periodo ms calido y es el que rige en nuestros das).

A finales del siglo veinte y lo que va corrido del veintiuno se ha presentado uno delos periodos ms clidos y la temperatura media de la Tierra ha tenido los valoresms altos de los ltimos 130.000 aos. En el boletn de la OMM del 7 de agosto de

2007, se inform sobre los nuevos record mundiales, siendo enero y abril del 2007los ms clidos desde 1880, superndose el promedio de enero en 1,89C y en1,37C el de abril. En diciembre de 2007 la OMM seal que la dcada 1998-2007fue la ms caliente de acuerdo a los registros histricos con un promedio de 14,42 C(el promedio del periodo 1961-1990 fue de 14,0C). Los ltimos informes del IPPC(2007), valoran que la tasa lineal de calentamiento promedio de los ltimos 50 aoses de 0,13C por dcada (siendo casi el doble al promedio de los ltimos 100 aos) yque el ao 1998 ha sido el ao ms clido con una temperatura media global de14.54C.

1.1 EL CLIMA

Antes de abordar el tema del cambio climtico, resulta muy importante establecer lasdiferencias entre tiempo y clima. El primero se refiere especficamente a ladeterminacin del comportamiento y evolucin de los procesos que gobiernan laatmsfera en las horas subsiguientes (12, 24, 48 y 72 horas, generalmente), en tantoque el clima esta ms relacionado con el concepto de permanencia y en este sentidose ocupa del anlisis de los procesos atmosfricos alrededor de sus valorespromedio, los cuales son producto de la evaluacin de observaciones de largosperodos de tiempo, generalmente no inferiores a 30 aos, conocidos comoNormales Climatolgicas. Tambin es definido como el conjunto fluctuante de lascondiciones atmosfricas, el cual se caracteriza por los estados y evoluciones del

tiempo en un lugar o regin determinada o en el planeta entero, durante un perodode tiempo relativamente largo.

Aunque bsicamente las variables climticas se relacionan con la atmsfera, losprocesos atmosfricos predominantes en un lugar o regin estn relacionados con lasuperficie terrestre, incluidas las cortezas continental y ocenica y parte del mantosuperior (litosfera), los ocanos, mares interiores, ros y aguas subterrneas(hidrosfera) y las zonas terrestres cubiertas por hielo (crisfera). As mismo existe

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una estrecha relacin de dichos procesos con la vegetacin y otros sistemas vivostanto del continente como del ocano (biosfera y antropsfera).

Debido a que el clima se relaciona generalmente con las condiciones predominantes

en la atmsfera, ste se describe a partir de variables atmosfricas como latemperatura y la precipitacin, denominados elementos climticos; sin embargo, sepodra identificar tambin con las variables de otros de los componentes del sistemaclimtico.

A travs de la historia, se han presentado fluctuaciones del clima en escalas detiempo que van desde aos (variabilidad climtica interanual) a milenios (cambiosclimticos globales). Estas variaciones se han originado por cambios en la forma deinteraccin entre los diferentes componentes del sistema climtico y en los factoresforzantes.

El clima actual est caracterizado a travs de trminos estadsticos tales como lamedia, la frecuencia relativa, la probabilidad de valores extremos del estado de laatmsfera o de los elementos climticos en una determinada rea.

1.2 FACTORES CLIMTICOS

El clima de la Tierra depende del equilibrio radiativo que est controlado por factoresradiativos forzantes, por factores determinantes y por la interaccin entre losdiferentes componentes del sistema climtico (atmsfera, hidrosfera, litosfera,crisfera, biosfera y antropsfera).

La radiacin solar es el combustible que pone en movimiento la mquina atmosfricay junto con la concentracin atmosfrica de algunos gases variables que ejercen unefecto invernadero (gases traza con actividad radiativa), de las nubes y de losaerosoles, son los factores forzantes del clima de mayor trascendencia. Estosagentes de forzamiento radiativo varan tanto de forma natural como por la actividadhumana, produciendo alteraciones en el clima del planeta.

Ahora, los factores determinantes del clima, se refieren a las condiciones fsicas ygeogrficas, que son relativamente constantes en el tiempo y en el espacio y queinfluyen en el clima en aspectos relacionados con la transferencia de energa y calor.Los de mayor importancia son la latitud, la elevacin y la distancia al mar. Otros

factores que intervienen en las variaciones del clima son las corrientes marinas, lacobertura vegetal, los glaciares, los grandes lagos, los ros y la actividad humana.

Debido a las variaciones de la latitud y a las diferencias en la absorcin de energapor la superficie terrestre se forman contrastes de temperatura y de presinatmosfrica que dan el inicio al movimiento que redistribuye la energa (calor) y lamasa (vapor de agua) en la atmsfera del planeta. Es as, como la radiacin solar seconstituye en el empuje inicial de la circulacin general de la atmsfera. Por ello, el

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clima de la Tierra sufre cambios cuando vara la cantidad de radiacin solar que llegaal sistema climtico o cuando varan las caractersticas de reflexin-absorcin-emisin de la superficie terrestre.

1.3 NORMA Y ANOMALA CLIMTICA

En climatologa se utilizan los valores promedios para definir y comparar el clima. Lanorma climtica es una medida utilizada con este propsito y representa el valorpromedio de una serie continua de observaciones de una variable climatolgica,durante un periodo de por lo menos 30 aos. Para fines prcticos, se ha establecidopor acuerdos internacionales periodos de 30 aos a partir de 1901 (actualmente seutiliza el periodo 1961-1990).

El trmino anomala climtica es usado para describir la desviacin del clima desdeel punto de vista estadstico, es decir, la diferencia entre el valor del elementoclimtico en un periodo de tiempo determinado, por ejemplo un mes, con respecto alvalor medio histrico o norma de la variable climtica correspondiente, durante elmismo lapso, en un lugar dado.

1.4 FLUCTUACIONES CLIMTICAS

El clima vara en las escalas del tiempo y del espacio. Grandes reas de la Tierrasufren fuertes variaciones como parte normal del clima, especialmente en las zonasridas y semiridas, donde la precipitacin experimenta cambios significativos. Losextremos climticos pueden afectar a cualquier regin: por ejemplo, severas sequas

pueden ocurrir en zonas hmedas e inundaciones ocasionales en regiones secas.

Para fines analticos, las fluctuaciones pueden ser definidas como cambios en ladistribucin estadstica usual utilizada para describir el estado del clima. Laestadstica climtica comnmente usada se refiere a los valores medios de unavariable en el tiempo. Los valores medios pueden experimentar tendencias, saltosbruscos, aumentos o disminuciones en la variabilidad o, aun, una combinacin detendencias y cambios en la variabilidad (ver Figura 1).

La Variabilidad Climtica se refiere a las fluctuaciones observadas en el clima,alrededor de una condicin promedio, durante perodos de tiempo relativamente

cortos.La variacin observada en el clima durante periodos consecutivos de varias dcadas,se llama cambio climtico. El cambio climtico determina diferencias en los valoresmedios de un elemento climtico a lo largo del tiempo; es decir, que cualquier cambioclimtico significativo puede dar lugar al establecimiento de un nuevo clima normal ypor lo tanto, a un ajuste en las actividades humanas. Procesos externos tales comola variacin de la radiacin solar, variaciones de los parmetros orbitales de la Tierra

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(excentricidad o inclinacin), los movimientos de la corteza terrestre y la actividad,son factores que tienen gran importancia en el cambio climtico. Aspectos internosdel sistema climtico tambin pueden producir fluctuaciones de suficiente magnitud yvariabilidad a travs de los procesos de retroalimentacin de los componentes del

sistema climtico.

Figura 1. Series de tiempo de temperatura global en superficie obtenida de registros en tierra y mar entre 1850 y

2006. El ao 2006 fue el sexto ao ms calido, despus de 1998, 2005, 2003, 2002 y 2004. Las series de tiempo

son agrupadas conjuntamente por el Climatic Research Unit y UK Met. Office Hadley Centre, del reino Unido.

1.5 SISTEMA CLIMTICO

El sistema climtico es un sistema altamente complejo integrado por cinco grandescomponentes: atmsfera, hidrosfera (ocanos y mares), litosfera (superficie terrestrecontinental e insular), crisfera (hielo marino, cubierta de nieve estacional, glaciaresde montaa y capas de hielo a escala continental) y la biosfera (vida vegetal yanimal, incluida la humana), y las interacciones entre ellos (ver Figura 2). El sistemaclimtico evoluciona con el tiempo bajo la influencia de su propia dinmica interna ydebido a forzamientos externos como las erupciones volcnicas, las variacionessolares y los forzamientos inducidos por el ser humano, como los cambios en lacomposicin de la atmsfera y los cambios en el uso de la tierra.

1.5.1 ATMSFERA

La atmsfera seca est compuesta casi enteramente de nitrgeno (en una relacinde mezcla volumtrica de 78,1%) y oxgeno (20,9%), ms una serie de oligogasescomo el argn (0,93%), el helio y gases de efecto invernadero como el dixido de

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carbono (0,035%) y el ozono. Adems, la atmsfera contiene vapor de agua encantidades muy variables (alrededor del 1%) y aerosoles1.

Figura 2. Componentes del sistema climtico (OMM)

Los gases de efecto invernadero o gases de invernadero son los componentesgaseosos de la atmsfera, tanto naturales como antropognicos, que absorben yemiten radiacin en determinadas longitudes de onda del espectro de radiacininfrarroja emitido por la superficie de la Tierra, la atmsfera y las nubes. En laatmsfera de la Tierra, los principales gases de efecto invernadero (GEI) son el vapor

de agua (H2O), el dixido de carbono (CO2), el xido nitroso (N2O), el metano (CH4) yel ozono (O3). Hay adems en la atmsfera una serie de gases de efecto invernadero(GEI) creados ntegramente por el ser humano, como los halocarbonos (compuestosque contienen cloro, bromo o flor y carbono, estos compuestos pueden actuar comopotentes gases de efecto invernadero en la atmsfera y son tambin una de lascausas del agotamiento de la capa de ozono en la atmsfera) regulados por elProtocolo de Montreal. Adems del CO2, el N2O y el CH4, el Protocolo de Kyotoestablece normas respecto al hexafluoruro de azufre (SF6), los hidrofluorocarbonos(HFC) y los perfluorocarbonos (PFC).

1.5.2 OCANO

Existe transferencia de momentum al ocano a travs de los vientos superficiales,que a su vez movilizan las corrientes ocenicas superficiales globales. Estas

1Conjunto de partculas slidas o lquidas en suspensin en el aire, cuyo tamao oscila generalmente entre 0,01 y 10 mm yque permanecen en la atmsfera como mnimo durante varias horas. Los aerosoles pueden ser de origen natural oantropognico. Los aerosoles pueden influir en el clima de dos maneras: directamente, mediante la dispersin y la absorcinde la radiacin, e indirectamente, al actuar como ncleos de condensacin para la formacin de nubes o al modificar laspropiedades pticas y el perodo de vida de las nubes.

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corrientes asisten en la transferencia latitudinal de calor, anlogamente a lo querealiza la atmsfera. Las aguas clidas se movilizan hacia los polos y viceversa. Laenerga tambin es transferida a travs de la evaporacin. El agua que se evaporadesde la superficie ocenica almacena calor latente que es luego liberado cuando el

vapor se condensa formando nubes y precipitaciones.Lo significativo de los ocanos es que almacenan mucha mayor cantidad de energaque la atmsfera. Esto se debe a la mayor capacidad calrica (4,2 veces la de laatmsfera) y su mayor densidad (1000 veces mayor). La estructura vertical de losocanos puede dividirse en dos capas, que difieren en su escala de interaccin conla atmsfera. La capa inferior, que involucra las aguas fras y profundas, comprometeel 80% del volumen ocenico. La capa superior, que est en contacto ntimo con laatmsfera, es la capa de frontera estacional, un volumen mezclado que se extiendeslo hasta los 100m de profundidad en los trpicos, pero que llega a varioskilmetros en las aguas polares. Esta capa sola, almacena 30 veces ms energa

que la atmsfera. De esta manera, un cambio dado de contenido de calor en elocano redundar en un cambio a lo menos 30 veces mayor en la atmsfera. Porello pequeos cambios en el contenido energtico de los ocanos pueden tener unefecto considerable sobre el clima global y claramente sobre la temperatura global.

El intercambio de energa tambin ocurre verticalmente, entre la Capa Frontera y lasaguas profundas. La sal contenida en las aguas marinas se mantiene disuelta en ellaal momento de formarse el hielo en los polos, esto aumenta la salinidad del ocano.Estas aguas fras y salinas son particularmente densas y se hunden, transportandoen ellas considerable cantidad de energa. Para mantener el equilibrio en el flujo demasas de agua existe una circulacin global termohalina, que juega un rol muyimportante en la regulacin del clima global.

1.5.3 CRISFERA

La crisfera consiste de las regiones cubiertas por nieve o hielo, sean tierra o mar.Incluye la Antrtida, el Ocano rtico, Groenlandia, el Norte de Canad, el Norte deSiberia y la mayor parte de las cimas ms altas de cadenas montaosas. Juega unrol muy importante en la regulacin del clima global.

La nieve y el hielo tienen un alto albedo, por ello, algunas partes de la Antrtidareflejan hasta un 90% de la radiacin solar incidente, comparado con el promedio

global que es de un 31%. Sin la crisfera, el albedo global sera considerablementems bajo, se absorbera ms energa a nivel de la superficie terrestre yconsecuentemente la temperatura atmosfrica sera ms alta.

Tambin tiene un rol en desconectar la atmsfera con los ocanos, reduciendo latransferencia de humedad y momentum, y de esta manera, estabiliza lastransferencias de energa en la atmsfera. Finalmente, su presencia afecta

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marcadamente el volumen de los ocanos y de los niveles globales del mar; cambiosen ella, pueden afectar el balance energtico del clima.

1.5.4 BISFERA

La vida puede encontrarse en casi cualquier ambiente terrestre. Pero al discutir elsistema climtico es conveniente considerar la biosfera como un componentediscreto, al igual que la atmsfera, ocanos y la crisfera.

La biosfera afecta el albedo de la Tierra, sea sobre la tierra como en los ocanos.Grandes reas de bosques continentales tienen bajo albedo comparado con regionessin vegetacin como los desiertos. El albedo de un bosque deciduo es deaproximadamente 0,15 a 0,18, donde un bosque de conferas es entre 0,09 y 0,15.Un bosque tropical lluvioso refleja menos an, entre 0,07 y 0,15. Como comparacin,el albedo de un desierto arenoso es de cerca 0,3. Queda claro que la presencia de

bosques afecta el balance energtico del sistema climtico.

Algunos cientficos, piensan que la quema de combustibles fsiles no es tandesestabilizante como la tala de bosques y la destruccin de los ecosistemas quemantienen la produccin primaria de los ocanos.

La biosfera tambin afecta los flujos de ciertos gases invernadero, tales como eldixido de carbono y el metano. El plancton de las superficies ocenicas utiliza eldixido de carbono disuelto para la fotosntesis. Esto establece un flujo del gas, conel ocano, de hecho fijando gas desde la atmsfera. Al morir, el plancton, transportael dixido de carbono a los fondos ocenicos. Esta productividad primaria reduce en

un factor de 4 la concentracin atmosfrica del dixido de carbono y debilitasignificativamente el efecto invernadero terrestre natural.

Se estima que hasta el 80% del oxgeno producido por la fotosntesis es resultado dela accin de las algas ocenicas, especialmente las reas costeras. Por ello lacontaminacin acutica en esos sectores, podra ser muy desestabilizante.

La biosfera tambin afecta la cantidad de aerosoles en la atmsfera. Billones deesporas, virus, bacterias, polen y otras especies orgnicas diminutas sontransportadas por los vientos y afectan la radiacin solar incidente, influenciando elbalance energtico global. La productividad primaria ocenica produce compuestos

conocidos como dimetilsulfitos, que en la atmsfera se oxidan para formar aerosolessulfatados que sirven como ncleos de condensacin para el vapor de agua,ayudando as a la formacin de nubes. Las nubes a su vez, tienen un complejoefecto sobre el balance energtico climtico. Por lo que cualquier cambio en laproductividad primaria de los ocanos, puede afectar indirectamente el clima global.

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1.5.5 LITSFERA

El quinto componente, consiste en suelos, sedimentos y rocas de las masas detierra, corteza continental y ocenica, y en ltima instancia, el interior de la Tierra.

Tienen un rol de influencia sobre el clima global que vara en las escalas temporales.Variaciones en el clima global que se extienden por decenas y hasta centenas demillones de aos, se deben a modulaciones interiores de la Tierra. Los cambios en laforma de las cuencas ocenicas y el tamao de las cadenas montaosascontinentales, influyen en las transferencias energticas del sistema climtico.

En escalas mucho menores de tiempo, procesos qumicos y fsicos afectan ciertascaractersticas de los suelos, tales como la disponibilidad de humedad, laescorrenta, y los flujos de gases invernadero y aerosoles hacia la atmsfera y losocanos. El vulcanismo, aunque es impulsado por el lento movimiento de las placas

tectnicas, ocurre regularmente en escalas de tiempo mucho menores. Laserupciones volcnicas agregan dixido de carbono a la atmsfera que ha sidoremovido por la biosfera y emiten adems, grandes cantidades de polvo y aerosoles.Estos procesos explican someramente, como la gesfera puede afectar el sistemaclimtico global.

1.6 CICLO HIDROLGICO

El ciclo hidrolgico se define como el "proceso integrante de los flujos de agua,energa y algunas sustancias qumicas". En la figura 3, se resumen cualitativamentelos principales elementos componentes del ciclo hidrolgico.

Figura 3. Ciclo hidrolgico (Fuente: IDEAM)

As, el agua cae sobre la superficie terrestre en forma de precipitacin lquida oslida (nieve, granizo, etc.). Parte de aquella puede ser evaporada antes de tocar lasuperficie terrestre. Aquella fraccin que alcanza la vegetacin es parcialmenteretenida por las hojas y cobertura foliar de las plantas (intercepcin). De all, una

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parte es evaporada nuevamente hacia la atmsfera o escurre y cae hacia el suelo,desde donde puede infiltrarse o escurrir por las laderas siguiendo la direccin por lasmayores pendientes del terreno.

Aquella fraccin que se infiltra puede seguir 3 rutas bien definidas: una parte esabsorbida por la zona radicular de las plantas y llega a formar parte activa de lostejidos de las plantas o transpirada nuevamente hacia la atmsfera; puededesplazarse paralelamente a la superficie del terreno a travs de la zona no saturadadel terreno, como flujo subsuperficial hasta llegar a aflorar en los nacimientos omanantiales y la otra ruta es continuar infiltrndose hasta llegar a la zona saturadadel terreno, donde recargar el almacenamiento de aguas subterrneas.

Las aguas subterrneas, que se hallan limitadas en su parte inferior por depsitosimpermeables (arcillas, formaciones rocosas, etc.) no permanecen estticas, sinoque a su vez se desplazan entre dos sitios con diferencias en sus equipotenciales.

No hay que olvidar que la evaporacin es un proceso continuo cuasi-estacionariopresente en todos los puntos de la cuenca, el cual va desde la evapotranspiracin enla vegetacin hasta aquella proveniente de la superficie del terreno, los cuerposabiertos de agua, las corrientes principales y secundarias y las zonas no saturadas ysaturadas del terreno.

Como puede verse, el ciclo hidrolgico comprende una serie de interaccionescontinuas bastante complejas y de carcter no lineal. En conclusin, se puede definirque:

- El ciclo hidrolgico es la sucesin de estados que atraviesa el agua al pasar de laatmsfera a la tierra y volver a la atmsfera: evaporacin del suelo, del mar, o desuperficies de aguas continentales; condensacin para formar nubes, precipita-cin, acumulacin en el suelo y en superficies de agua y reevaporacin.

- El ciclo hidrolgico externo es la componente del ciclo hidrolgico tal que el vaporde agua evaporado de la superficie del mar se condensa bajo la forma deprecipitacin, la cual cae sobre los continentes.

- El ciclo hidrolgico interno es la componente del ciclo hidrolgico limitado a unacierta superficie continental: el vapor de agua evaporado por esta superficie secondensa bajo la forma de precipitacin dentro de los lmites de esta mismaregin. (En realidad, parte del agua evaporada no entra dentro de la circulacininterna porque es arrastrada por los vientos fuera de los lmites del territorio dado).

1.7 CICLO DEL CARBONO

El ciclo del carbono es un ciclo biogeoqumico donde el carbono sufre distintastransformaciones a lo largo del tiempo (ver Figura 4). Este ciclo juega un papel

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importante en la regulacin del clima del planeta. Este elemento se encuentradepositado en todas las esferas del sistema global en diferentes formas: en laatmsfera como dixido de carbono, metano y otros componentes; en la hidrosfera,en forma de dixido de carbono disuelto en al agua; en la litsfera, en las rocas y en

depsitos de carbn, petrleo y gas; en la biosfera, en los carbohidratos; en laantropsfera, en diferentes formas en los objetos creado por la sociedad. El carbonocircula entre la atmsfera, la hidrosfera, la biosfera y la litosfera por medio de lainteraccin en escalas de tiempo que van desde procesos que demoran algunashoras, das, meses y estaciones hasta aquellos que tardan largos periodosgeolgicos.

Figura 4. Esquema del ciclo del carbono.(Fuente: Duvigneaud, 1978)

Ciclo biolgico: Comprende los intercambios de dixido de carbono entre los seresvivos y la atmsfera. El carbono lo incorporan los organismos auttrofos a lascadenas alimenticias a travs de procesos de sntesis, produciendo una grancantidad de compuestos orgnicos. Mediante el proceso de la fotosntesis el carbonode la atmsfera es absorbido por las plantas en forma de gas carbnico y en formade in bicarbonato por los organismos fotosintticos acuticos. A travs de la

respiracin es devuelto a la atmsfera en forma de dixido de carbono. Este ciclo esrelativamente rpido, se estima que la renovacin del carbono atmosfrico seproduce cada 20 aos.

Ciclo biogeoqumico: regula la transferencia de carbono entre la atmsfera, lalitosfera y la hidrsfera. Los ocanos capturan en grandes reas carbono mediantevarios procesos. El dixido de carbono atmosfrico se disuelve con facilidad en elagua, en el ocano se transforma en carbonato de calcio y los procesos de

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respiracin del fitoplancton marino lo fijan a ste, el que al descomponerse sedeposita en el fondo del mar. El retorno a la atmsfera se produce en las erupcionesvolcnicas tras la fusin de las rocas que lo contienen. Este ltimo ciclo es de largaduracin, al verse implicados los mecanismos geolgicos. Adems, hay ocasiones en

las que la materia orgnica queda sepultada sin contacto con el oxgeno que ladescomponga, producindose as la fermentacin que lo transforma en carbn,petrleo y gas natural.

Durante la historia del planeta, el ciclo del carbono ha presentado cambios en sudinmica. En la atmsfera primitiva, el dixido de carbono tena una concentracinmayor. Actualmente, los procesos de los seres humanos estn acelerando el paso decarbono desde algunos componentes del sistema climtico hacia la atmsfera,aumentando los niveles del mismo, lo cual llevar a una readaptacin del sistemaglobal a las nuevas condiciones.

1.8 FACTORES FORZANTES DEL CLIMA

La atmsfera con sus componentes principales, gases traza, nubes y aerosoles esinfluenciada (o forzada) desde el espacio exterior y desde la superficie terrestre pordistintos procesos: los factores forzantes internos y externos del sistema climtico.

Los forzantes externos que se muestran en la figura 5 mediante flechas que cruzanlos lmites exteriores del sistema son aquellos que no estn condicionados porcambios que ocurren dentro del sistema definido. Por ejemplo, las fluctuaciones enlas emisiones solares y los cambios en los parmetros orbitales de la tierra conrespecto al sol, son forzantes externos puesto que no son modificados si el clima dela tierra se calienta o enfra. Los gases de invernadero producidos por las actividadesantropognicas, el polvo y los cambios en el albedo de la superficie terrestre, seconsideran tambin forzantes externos.

El clima vara en todas las escalas de tiempo, en respuesta a una serie de factoresforzantes peridicos y fortuitos (aleatorios). Tal aleatoriedad es considera paramuchos como variaciones del clima y debe su existencia a la conducta compleja ycatica del sistema climtico como una respuesta del forzamiento. Un esencialcorolario de la existencia de procesos aleatorios es que una proporcin grande devariaciones del clima no pueden ser pronosticados.

De relevancia son los factores forzantes peridicos, no solo en el entendimiento desus mecanismos, sino tambin el impacto que ellos tienen en el clima global, parahacer posible el pronostico del cambio climtico futuro. Como responde el sistemaclimtico a factores de forzamiento peridico aun no es claro.

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Figura 5. Ilustracin esquemtica del sistema climtico (Nota: Letras en negrilla son los componentes del

sistema climtico; las flechas delgadas son ejemplos de los procesos e interacciones; las flechas gruesas son

ejemplos de aspectos que pueden cambiar. (Fuente: IPCC)

Hay muchos factores de forzamiento climtico que generan un enorme rango deperiodicidades. El mas largo, 200 a 500 millones de aos, implica el pasaje denuestro Sistema Solar a travs de la galaxia y las variaciones del polvo galctico.Otras variaciones de escala larga de tiempo (106 a 108 aos) incluyen mecanismosde forzamiento no-radiativo, tal como la deriva continental, la orognesis (formacin

de montaas) y la isostasia (movimientos verticales en la corteza de la Tierra queafectan nivel de mar). Estos mecanismos son de forzamiento interno. Cambiosexternos en la cantidad de radiacin solar y en la rbita de la Tierra alrededor el Sol yvariaciones internas en la actividad volcnica, circulacin del ocano y composicinatmosfrica ocurren sobre escalas que varan entre 1 ao y 105 aos.Adicionalmente, hay otros numerosos mecanismos de retroalimentacin interna quecontribuyen al cambio climtico global.

La respuesta del sistema climtico a esta combinacin de factores forzantes dependede los diversos tiempos de respuesta de los diferentes componentes del sistema. Elconjunto de respuestas climticas sern determinadas por las interacciones entre los

componentes. La atmsfera, la nieve y el hielo superficial y la vegetacin superficialtpicamente responden a un forzamiento climtico sobre un periodo de horas a das.El ocano superficial tiene un tiempo de respuesta medida en aos, en tanto que elocano profundo y los glaciares de montaa varan solo sobre periodos cuyos lapsosson de cientos de aos. El avance y retroceso de grandes lminas de hielo tienenlugar sobre miles de aos en contra de las partes de la gesfera (ej: desgaste de lasrocas continentales por efecto del tiempo atmosfrico) responden solo para periodosde forzamiento que duran de cientos de miles a millones de aos.

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1.8.1 FORZANTES EXTERNOS

En este grupo se consideran los mecanismos de forzamiento externo que operansobre las escalas de tiempo de 10 aos a 109 aos.

1.8.1.1 Variaciones galcticas

La rbita del sistema solar sobre el centro de la Galaxia ha sido considerada comoun posible mecanismo de forzamiento climtico externo. Durante el curso de un aogalctico (estimado en 303 millones de aos), variaciones en el medio interestelarpueden influir en la cantidad de radiacin solar incidente sobre la superficie de laTierra y as puede actuar como un mecanismo radiativo para inducir un cambio delclima. Las variaciones en el torque gravitatorio inducido por nuestras galaxiasvecinas, Nube Magellanic Pequea y Grande, pueden tener consecuencias de largoplazo en el clima de la Tierra.

Desafortunadamente, las enormes escalas de tiempo asociadas con esteforzamiento hacen la confirmacin de esta premisa sumamente imprecisa. Noobstante, es posible que los superciclos de la edad del hielo durante los ltimos 700millones de aos pudieran ser el resultado de tales mecanismos de forzamiento.

1.8.1.2 Variaciones orbitales

A mediados del siglo 19, Croll propuso una teora astronmica relacionada con lasedades de hielo y los cambios peridicos en la rbita de la Tierra alrededor del Sol.Las ideas de Croll fueron refinadas por Milankovitch. La teora de Milankovitch es elnombre dado a la teora astronmica de variaciones del clima e identifica tres tiposde variacin orbital: oblicuidad o inclinacin del eje de la Tierra, la precesin de losequinoccios y excentricidad de la rbita de Tierra alrededor del Sol. Cada variacintiene su periodo de tiempo especfico (ver Figura 6).

Figura 6. Ciclos de Milankovitch y clima terrestre

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a. Oblicuidad. El ngulo entre el plano del Ecuador y l de la rbita de la Tierraalrededor del Sol es llamado el ngulo de Oblicuidad. Actualmente, el eje de la Tierraest desviado 23,44 grados con respecto a la vertical; esta desviacin flucta entre21,55 y 24,5 grados a lo largo de un periodo de 41.000 aos (ver Figura 7) e influye

en la distribucin latitudinal de la radiacin solar.

Figura 7. Cambio cclico de la inclinacin del eje de rotacin terrestre

La oblicuidad no influye en la cantidad total de radiacin solar recibida por la Tierra,pero afecta la distribucin de insolacin en el espacio y el tiempo. Al aumentar laoblicuidad, las estaciones resultan ms extremas en ambos hemisferios, con veranosms clidos e inviernos ms fros. Por consiguiente, las variaciones en la inclinacinaxial de la Tierra afectan el gradiente latitudinal de temperatura. Al aumentar lainclinacin, sta tiene el efecto de subida en la energa solar anual recibida en laslatitudes altas, con una reduccin consecuente del gradiente latitudinal detemperatura. Los cambios en oblicuidad tienen efecto pequeo en las latitudes bajas.

b. Excentricidad. Un segundo factor que acenta las variaciones entre lasestaciones es la forma de la rbita terrestre alrededor del Sol. Con un perodo de

aproximadamente, 100.000 aos, la rbita se alarga y acorta, lo que provoca que suelipse sea ms excntrica y luego retorne a una forma ms circular. La excentricidadde la rbita terrestre vara desde el 0,5%, correspondiente a una rbita prcticamentecircular, hasta el 6% en su mxima elongacin. Cuando se alcanza la excentricidadmxima, se intensifican las estaciones en un hemisferio y se moderan en el otro. Lasvariaciones de excentricidad influyen en la cantidad total de la radiacin solar en eltope de la atmsfera de la Tierra. Las diferencias extremas de excentricidad puedendar lugar a variaciones de aproximadamente 30% en la radiacin solar que puedenser recibidas entre el perihelio y el afelio (ver Figura 8).

c. Precesin. El tercer factor es la precesin o bamboleo del eje de rotacin de la

Tierra (similar al movimiento de un trompo cuando comienza a perder fuerza), quedescribe una circunferencia completa, aproximadamente, cada 23.000 aos. Laprecesin determina si el verano en un hemisferio dado cae en un punto de la rbitacercano o lejano al Sol. El resultado de esto es el refuerzo de las estaciones, cuandola mxima inclinacin del eje terrestre coincide con la mxima distancia al Sol.Cuando esos dos factores tienen el mismo efecto en uno de los hemisferios, setienen efectos contrarios entre s en el hemisferio opuesto. (ver Figura 9).

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Figura 8.Cambio cclico de la forma de la rbita terrestre

Figura 9.Movimiento de precesin del eje de rotacin terrestre

1.8.1.3 Variaciones solares

Aunque la variabilidad solar ha sido considerada un factor forzante externo, siguesiendo un mecanismo polmico del cambio climtico, para todas las escalas detiempo. A pesar de muchos esfuerzos por mostrar asociaciones estadsticas entre lasdiferentes periodicidades solares y los ciclos del clima global, ningn mecanismorealista causal ha sido propuesto para unir los dos fenmenos.

El ciclo solar es la variacin en el nmero de manchas solares con un periodo de 11aos (ver Figura 10). Se cree que los ciclos de las manchas solares estnrelacionados con las variaciones magnticas solares y un ciclo magntico doble (deaproximadamente 22 aos) tambin puede identificarse. Es de inters climatolgicosi los ciclos de las manchas solares estn acompaados por variaciones enirradiancia solar qu, potencialmente, podra forzar cambios climticos. La constantesolar (de aproximadamente 1368Wm-2) es una medida del flujo de energa solar totalintegrada para todas las longitudes de onda de radiacin. Dos dcadas deobservaciones satelitales revelan que la constante solar vara en la escala de dashasta una dcada y all parece estar la relacin significativa con el ciclo de nmerode manchas solares, de manera que para un alto nmero de manchas solares elvalor de la constante solar aumenta.

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Figura 10. Nmero de manchas solares enero de 1749 y octubre de 2007.

La dificultad en atribuir cualquier cambio climtico observado a estas variaciones enla irradiancia solar se centra en que estas variaciones son pequeas en magnitud, un

cambio mucho menor al 1% se presenta durante el curso del ciclo de la manchasolar. Pequeas variaciones en la constante solar tienen una respuesta climticaglobal no superior a 0.03C en el cambio de temperatura. No obstante, muchos datosclimticos, como los ndices de sequa, temperatura y ozono total atmosfricomuestran, por lo menos estadsticamente, periodicidad de las mismas caractersticasde los ciclos de las manchas solares. Debe quedar claro, sin embargo, que unaasociacin estadstica entre variabilidad solar y el cambio climtico no demuestra lacausa y el efecto.

Es posible identificar ciclos de 11 aos en muchas series de datos climticoscausados por alguna oscilacin interior desconocida y no por un forzamiento solarexterno. Es concebible que, absolutamente por casualidad, la fase de la oscilacinpueda coincidir con la fase de la variabilidad solar. Ms verosmilmente, unaoscilacin interior puede estar en fase con los ciclos solares y esto puede aumentarla respuesta climtica por un tipo de mecanismo de retroalimentacin. Porconsiguiente, de momento el eslabn entre los ciclos de las manchas solares y elcambio climtico debe seguir siendo investigado.

Hay otras periodicidades solares, con escalas de tiempo ms largas que podran serconsideradas como mecanismos forzantes del clima. Sin embargo, se ha sugeridoque variaciones a largo plazo en la amplitud de los ciclos de las manchas solarespueden tener una influencia en el clima global. Las observaciones revelan losmismos tiempos, aun en actividad muy limitada de las manchas solares, como en elMnimo de Maunder (1654 a 1715) y en el Mnimo de Sprer (1450 a 1534). Estoseventos ocurrieron durante el periodo conocido como la Pequea Edad del Hielo.

Otras variaciones solares que deberan tenerse en cuenta son la longitud de losciclos de las manchas solares (entre aproximadamente 9 y 13 aos), el cambio deldimetro solar y la tasa de cambio del dimetro solar. Aunque algunas de estasvariaciones a largo plazo pueden involucrar cambios en la radiacin solar entrante.

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1.8.2 FORZANTES INTERNOS

Los diferentes mecanismos de forzamiento interior operan con escalas de tiempo quevaran entre 1 ao y 108 aos. Estos pueden ser mecanismos forzantes radiativos o

no radiativos.

1.8.2.1 Orogenia

La orogenia es el nombre dado al proceso tectnico de la formacin de montaas yel levantamiento continental.

Las transformaciones que ocurren constantemente en la superficie terrestre son, enmuchos casos, vividas por el hombre. El volcn Paricutn, en el estado deMichoacn-Mxico, pudo ser observado desde su nacimiento, en febrero de 1943,hasta su aparente culminacin, en 1952. Pero otros fenmenos que contribuyen a la

modificacin de la superficie de la Tierra son apreciables despus de decenas,cientos, miles y millones de aos. Hemos tardado mucho en entender esto. Lasobservaciones directas con fines cientficos se comenzaron a realizar hace 200 aos,pero con precisin, con el uso de instrumentos, hace apenas medio siglo.

Para poder verificar muchas hiptesis sobre la dinmica del relieve terrestre senecesita una informacin acumulada durante pocos miles de aos; tan slo de losltimos quince mil ya sera de mucha utilidad. Este breve retroceso en el tiempoconduce a otros paisajes: las mrgenes de los glaciares actuales se encontraban enuna posicin ms baja, cubriendo una superficie mayor de Eurasia y Amrica; unabuena cantidad de volcanes no existan, otros eran de menor altitud; las lneas de

costa, aunque en general semejantes a las actuales, ocupaban una posicin distinta,hacia el continente o hacia el ocano.

Hoy da se sabe que los movimientos que modifican la superficie terrestre son devarios tipos: los horizontales, que incluyen los desplazamientos permanentes de loscontinentes y en estrecha relacin, los movimientos verticales de levantamiento yhundimiento. La litosfera est dividida en seis fragmentos mayores, de tal maneraque un mapamundi se asemeja a un rompecabezas, donde las piezas estn enmovimiento, separadas por lneas que son las zonas de mayor actividad ssmica y,en ocasiones, volcnica.

Posiblemente la presencia de cordilleras en la Tierra pueden influir el clima globaldramticamente y ese levantamiento orognico puede actuar como un mecanismoforzante no-radiativo (interior) y conducir a cambios en la circulacin atmosfrica. Ellevantamiento de montaas tambin puede aumentar el rea de superficie de tierracubierta y por lo tanto generar cambios en el albedo planetario de la Tierra.

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1.8.2.2 Epirogenia

Epirogenia es el trmino que describe los cambios en la disposicin global de masasde la tierra. Como la dinmica interior de la Tierra es lenta, los continentes semueven sobre el globo a una velocidad de varios centmetros por ao. Sin embargo,en decenas o centenas de millones de aos, el tamao y posicin de reas de latierra pueden cambiar apreciablemente.

En momentos de la historia de la Tierra, han existido supercontinentes en los cualeslas placas continentales se unieron en un rea del globo. El ltimo de stos casosocurri hace aproximadamente 250 millones de aos y se nombra Pangea. Desdeese tiempo, los continentes se han movido separndose gradualmente, la msreciente separacin ocurri entre Europa y Amrica del Norte, durante los ltimos 60a 70 millones de aos. Lo que es ahora el Ocano Pacfico, una vez fue una inmensaextensin de agua llamada Ocano de Panthalassa que rode Pangea.

Las caractersticas fsicas de la superficie terrestre, incluida la cubierta devegetacin, tienen un gran efecto sobre la absorcin de energa solar y los flujos decalor, vapor de agua y momento entre la superficie y la atmsfera. En cualquier lugardeterminado, estos flujos influyen considerablemente en el clima de superficie local ytienen repercusiones en la atmsfera que, en algunos casos, se amplan a todo elglobo. Los cambios de los mantos de hielo y nieve, altamente reflectantes, revistenimportancia particular: al calentarse el clima, disminuye la extensin de hielo y nieve,lo que ocasiona una mayor absorcin de energa solar y el calentamientoconsiguiente. Ahora bien, los cambios concurrentes de la nubosidad inducidos porlos cambios de las cubiertas de hielo y nieve complican estas consideraciones.

En una escala temporal de decenios a siglos, los cambios de la cubierta devegetacin y las propiedades del suelo tambin alterarn los intercambios de calor,humedad y momento entre la superficie y la atmsfera y tambin las fuentes ysumideros de ciertos gases de invernadero.

1.8.2.3 Actividad volcnica

Es un ejemplo de un mecanismo de forzamiento interno. Las erupciones volcnicas,por ejemplo, inyectan grandes cantidades de polvo y dixido de azufre, en formagaseosa, a la atmsfera superior y la estratosfera, donde son transformados en

aerosoles de cido sulfrico. Se considera que la contaminacin volcnica en la bajaatmsfera es removida por efecto de la lluvia y la gravedad, mientras que, lacontaminacin estratosfrica puede permanecer all durante varios aos y puedeextenderse para cubrir gradualmente amplias reas del globo. La contaminacinvolcnica resulta en reducciones de la radiacin solar directa (puede llegar a un 5 10%) y generan bajas considerables de temperatura.

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1.8.2.4 Circulacin del ocano

Los ocanos desempean funciones importantes en el sistema climtico y en elcambio climtico. Primero, son uno de los principales depsitos de carbono y hantenido un papel esencial al absorber una parte del dixido de carbono artificialemitido hasta el presente; hasta cierto punto, seguirn teniendo este papel en elfuturo. Segundo, las corrientes ocenicas transportan cantidades considerables decalor, por lo que ejercen una fuerte influencia sobre los climas regionales. Loscambios de transporte de calor en el ocano podran afectar significativamente loscambios climticos regionales y mientras el clima mundial se vuelve ms templado,quizs algunas regiones sufran un enfriamiento temporal y otras, un calentamientotemporal muy por encima de la media mundial. Tercero, la absorcin de calor y lamezcla descendente que efectan los ocanos aminoran considerablemente el ritmodel calentamiento de la superficie. Esto reduce los impactos que dependen de lavelocidad del cambio climtico. Las corrientes ocenicas y la tasa de absorcin delcalor por los ocanos dependen de los vientos y del intercambio de calor y aguadulce (a travs de la precipitacin y la evaporacin) entre el ocano y la atmsfera.En las latitudes altas, la presencia de hielo marino tiene un efecto muy fuerte sobreesos intercambios, de all que la simulacin satisfactoria del hielo marino revistamucha importancia.

El ocano actualmente ocupa la mayor parte de la superficie terrestre. Tiene unacapacidad de almacenamiento mucho mayor de calor que los continentes y ademssu continuo movimiento permite un transporte energtico desde bajas a altaslatitudes, el cual tiene un gran impacto en ciertos climas regionales. Actualmenteexiste un transporte de aguas inter-ocenico controlado por las diferencias desalinidad entre los diferentes ocanos. La causa de esta diferencia de salinidadreside en el transporte atmosfrico de agua (en forma de vapor) que se produceactualmente desde el Atlntico hacia el Pacfico. Las aguas superficiales atlnticas,por tanto, son ms salinas aumentando su densidad, es decir, su peso, ello hace quesean inestables en superficie y se hundan en el Atlntico Norte donde alcanzan sumxima densidad. Estas aguas, tras hundirse, viajan en profundidad cruzando todoel Atlntico, el ndico, y suben finalmente en el Pacfico Norte. Este sistema decirculacin es termohalino (por estar inducido por diferencias de salinidad) constituyeuna cinta transportadora de calor a lo largo de todo el planeta por ello se le hadenominado "cinta transportadora (conveyor belt) (ver Figura 11).

Figura 11. Circulacin termohalina. Azul corrientes fras y rojo corrientes clidas (Fuente: Broecker, 1991)

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Hace 18.000 aos se produjo el ltimo mximo glaciar, as se ha denominado elmomento de mxima extensin de los casquetes de hielo. Un clima tan diferente alpresente seguramente debi estar asociado a un sistema de circulacin ocenicomuy distinto tambin al que conocemos actualmente. El anlisis de indicadores decambios en la circulacin profunda marina ha demostrado que tambin se dieroncondiciones drsticamente diferentes a las actuales en la zona del Atlntico Norte.Todos estos datos claramente indican que el sistema de circulacin termohalinaactual ("cinta transportadora") durante el ltimo mximo glaciar fue mucho ms dbilo incluso es posible que no existiese. Este cambio ocenico tuvo que reflejarse deforma drstica en el clima de las tierras adyacentes al Atlntico Norte potenciando suenfriamiento y con ello el crecimiento de los casquetes polares.

Mediante el estudio de registros y el desarrollo de modelos de circulacin se hacomprobado que esta reorganizacin del sistema ocano-atmsfera puede darse deforma muy abrupta (en pocas dcadas) y ello explica en cierta medida el carcter

abrupto, no nicamente de las terminaciones, sino tambin de eventos como elYounger Dryas, durante el cual se ha demostrado que el paro de la circulacintermohalina en el Atlntico Norte fue el desencadenante del enfriamiento producido.

Existe, por lo tanto, una poderosa conexin, no lineal, entre el balance del transportede vapor de agua a travs de la atmsfera y el transporte de sales a travs del mar.

En la actualidad, en el Atlntico las aguas clidas superficiales viajan hacia el norte,llegando a la vecindad de Groenlandia, donde el aire del rtico las enfra, sesumergen y forman una corriente que recorre el Atlntico hasta el Ocano GlacialAntrtico. All esta corriente es ms clida y por lo tanto menos densa que las

frgidas aguas superficiales, asciende de nuevo, se enfra hasta el punto decongelacin y se hunde nuevamente en el abismo. Algunas lenguas del aguaantrtica de fondo, las ms densas del mundo, fluyen en direccin norte hasta losocanos Atlntico, pacifico e Indico, aflorando de nuevo para repetir el ciclo (verFigura 11). En los ocanos Pacifico e Indico el movimiento hacia el norte de lasaguas profundas queda compensado por un movimiento hacia el sur de lassuperficiales.

Las aguas se sumergen en el Atlntico norte y no en el pacifico, debido a que lasalinidad de sus aguas superficiales es mayor y a que el aire fri del Atlntico nortehace que el agua libere calor enfrindose desde 10 hasta 2 C. La salinidad del agua,

junto con el descenso de temperatura, le confiere una alta densidad y se hunde hastael fondo del ocano e inician un tipo global de circulacin que distribuye de maneraefectiva la sal en todos los ocanos del mundo.

La circulacin de la cinta transportadora origina un enorme transporte de calor haciael norte (el agua que fluye en esta direccin esta, en promedio, ocho veces mscaliente que el agua fra que avanza hacia el sur). El agua fluye por las

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profundidades del Atlntico, dobla el extremo sur del continente africano (El cabo deBuena Esperanza) y se une a la corriente abisal que rodea la Antrtida.

La cinta transportadora es un mecanismo frgil y vulnerable que podra arruinarse

con inyecciones de un exceso de agua dulce en el Atlntico Norte. Si el mecanismotransportador se detuviera, la temperatura del Atlntico norte y las tierras aledaascaeran bruscamente 5C o ms. Pero segn modelos sobre el comportamiento delocano, la cinta transportadora tornara a ponerse nuevamente en movimientoaunque habran de transcurrir cientos de aos y no seria necesariamente igual a lacirculacin actual.

Esta teora se apoya en la teora de los ciclos glaciales de Milankovitch, sin embargono se presenta la forma como podran asociarse ambas teoras. Los testigos de hieloy otros archivos sugieren que la temperatura media de toda la cuenca del Atlnticonorte descendi unos siete grados en pretritas olas de fri.

Esta teora recibe un gran apoyo de un acontecimiento climtico llamado YoungerDryas, que tuvo lugar varios miles de aos despus de que los glaciales iniciaran suretirada, e ilustra vivamente el lazo que hay entre el transporte de agua dulce y lacirculacin ocenica. Hace nos 11.000 aos, la retirada de los glaciales estababastante avanzada y las temperaturas haban subido hasta niveles interglaciales. Derepente, en solo 100 aos, Europa septentrional y el norte de Amrica regresaron alas condiciones glaciales, luego, unos mil aos mas tarde, este periodo fri terminde forma brusca, en solo 20 aos. La cinta transportadora haba dejado de funcionary se haba detenido la formacin de aguas profundas. Una inmensa entrada de aguadulce procedente de las masas de hielo norteamericano en fusin parece haberdetenido el mecanismo transportador, desencadenando con ello el Younger Dryas.La capa de hielo comenz a retirarse hace 14.000 aos, al principio casi toda el aguafundida de la inmensa capa de hielo fluy Misissippi abajo hacia el golfo de Mxico.No obstante, hace 11.000 aos, algn acontecimiento provoc que gran parte delagua de fusin se desviara por el ri San Lorenzo hacia el Atlntico norte,desembocando en las cercanas del lugar de formacin de las aguas profundas. Allredujo la salinidad de las aguas superficiales y su densidad, en tal cantidad que peseal fuerte enfriamiento invernal, no podan hundirse en el abismo. La cintatransportadora permaneci fuera de servicio hasta 1.000 aos mas tarde, cuando unenorme lbulo de hielo avanz y cerro de nuevo la salida hacia el ri San Lorenzo; elagua de fusin volvi a verter hacia el ri Mississippi, la cinta transportadoraocenica se reactiv y Europa se calent de nuevo.

La cinta transportadora del Atlntico Norte es posible que por si sola no esasuficiente para iniciar un cambio global de temperatura y el desarrollo de laminas dehielo. Otros mecanismos de la retroalimentacin interiores necesitaran serinvocados, por ejemplo los cambios en la concentracin de gases del invernadero yla carga de aerosoles, junto con la reduccin del transporte de calor de ocano yaumento de la alcalinidad del ocano.

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1.8.2.5 Variaciones en la Composicin Atmosfrica

El cambio de composicin de gases, especialmente los Gases de Efecto Invernadero(GEI), es uno de los ms grandes mecanismos de fuerza internos.

Cambios naturales en el contenido de dixido de carbono atmosfrico, ocurrierondurante las transiciones glaciales - interglaciales, como respuesta a mecanismos defuerzas orbitales. En la actualidad, la humanidad es el factor ms sustancial decambio.

La humanidad est alterando la concentracin de los GEI y los aerosoles, queinfluyen en el clima y a la vez, son influidos por ste. Los GEI reducen la prdida netade radiacin infrarroja hacia el espacio y tienen poco impacto en la absorcin de laradiacin solar, lo que hace que la temperatura de la superficie sea ms clida yproduce el denominado efecto invernadero. Los aerosoles revisten gran importancia

por su impacto sobre la radiacin solar y tienen casi siempre un efecto deenfriamiento.

Ciertos GEI surgen naturalmente, pero estn influenciados directa o indirectamentepor las actividades humanas, mientras que otros son totalmente antropognicos. Losprincipales gases que surgen naturalmente son: vapor de agua (H2O), dixido decarbono (CO2), ozono (O3), metano (CH4) y xido nitroso (N2O). Los principalesgrupos de GEI completamente antropognicos son: clorofluorocarbonos (CFC),hidrofluorocarbonos (HFC) e hidroclorofluorocarbonos (HCFC) (a los que sedenomina colectivamente halocarbonos), y las especies totalmente fluorinadas, comoel hexafluoruro de azufre (SF6).

El vapor de agua es el mayor contribuyente al efecto invernadero natural y es el queest ms directamente vinculado al clima y, por consiguiente, menos directamentecontrolado por la actividad humana. Esto es as porque la evaporacin dependefuertemente de la temperatura de la superficie, y porque el vapor de agua atraviesala atmsfera en ciclos muy rpidos, de una duracin por trmino medio de uno cadaocho das. Por el contrario, las concentraciones de los dems GEI estn sujetas a lainfluencia fuerte y directa de las emisiones asociadas con la quema de combustiblesfsiles, algunas actividades forestales y la mayora de las agrcolas, y la produccin yel empleo de diversas sustancias qumicas.

Excepto el ozono, todos los GEI directamente influenciados por las emisioneshumanas estn bien mezclados en la atmsfera, de forma que su concentracin escasi la misma en cualquier parte y es independiente del lugar donde se produce. Elozono tambin difiere de los dems GEI porque no se emite directamente hacia laatmsfera, sino que es fabricado por reacciones fotoqumicas en las que participanotras sustancias, denominadas precursores, que s se emiten directamente. En loque respecta a los procesos de eliminacin, todos los GEI, excepto el dixido decarbono, se eliminan en buena parte a travs de reacciones qumicas o fotoqumicas

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dentro de la atmsfera. De modo diferente, el dixido de carbono efecta cicloscontinuos entre varios reservorios o depsitos de almacenamiento temporales(atmsfera, plantas terrestres, suelos, aguas y sedimentos de los ocanos). Lasfuentes de los GEI naturales y sus procesos de eliminacin estn influenciados por el

clima.Los aerosoles son partculas diminutas en suspensin en el aire, que influyen sobreel clima sobre todo porque reflejan hacia el espacio una parte de la radiacin solarincidente (efecto directo), y regulan, hasta cierto unto, la cantidad y las propiedadespticas de las nubes (efecto indirecto). Los aerosoles tambin absorben una ciertacantidad de radiacin infrarroja. Se producen natural y artificialmente; entre losnaturales se encuentran la sal marina, el polvo y las partculas volcnicas, mientrasque los artificiales resultan de la quema de biomasa y combustibles fsiles, entreotras fuentes. Algunos aerosoles, como el polvo, se emiten directamente hacia laatmsfera. Pero la mayora no se emiten directamente sino que, como el ozono

troposfrico, se fabrican a partir de la transformacin qumica de los precursores.Todos los gases troposfricos tienen un tiempo de vida corto en la atmsfera debidoa que la lluvia los elimina rpidamente. Por ello y porque la intensidad de las fuentesde emisin cambia considerablemente de una regin a otra, la cantidad de aerosolesen la atmsfera vara mucho entre las regiones.

1.9 RETROALIMENTACIN

La retroalimentacin es un proceso por el que un cambio inicial de cierta variable(A) conduce a un cambio en otra variable (B) que, a su vez, produce otroscambios en la variable inicial.

Se dice que la retroalimentacin es positiva cuando el cambio de B produce otroscambios en A con la misma direccin que la del cambio inicial, lo que tiende aamplificarlo. Por su parte, la accin de la retroalimentacin negativa reduce el cambioinicial.

Entre las retroalimentaciones que hay que incluir en el clculo del cambio climticomedio mundial figuran:

a) Cantidad de vapor de agua: al hacerse el clima ms clido, aumenta laconcentracin de vapor de agua. Puesto que el vapor de agua es un GEI, esto

representa una retroalimentacin positiva.b) Nubes:los cambios nubosos resultan difciles de calcular con fiabilidad. Las nubestienen un fuerte efecto radiativo, por lo que es probable que causen unaretroalimentacin apreciable. Dicha retroalimentacin depende de los cambios decantidad, altitud y caractersticas de las nubes, y tambin de la reflectividad de lasuperficie subyacente, de manera que no se conoce con certeza el signo de laretroalimentacin.

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c) Cubiertas de hielo y nieve:a medida que se calienta el clima, se reducen las zonasde hielo marino y de nieve estacional sobre tierra, lo que hace disminuir lareflectividad de la superficie y tiende a producir un calentamiento ms acusado(retroalimentacin positiva).

d) Vegetacin: los cambios de distribucin de biomas diferentes o del tipo devegetacin dentro de un bioma determinado, tambin pueden ocasionar cambios dela reflectividad de la superficie, que ejercen un efecto de retroalimentacin sobre elcambio climtico.e) Ciclo del carbono:es posible que el efecto del clima sobre la biosfera terrestre ylos ocanos altere las fuentes y sumideros de CO2 y CH4 y ocasione cambios de susconcentraciones en la atmsfera, lo que originar un forzamiento radiativo.

De estas retroalimentaciones, aquellas en las que intervienen el vapor de agua y lasnubes responden fundamentalmente de manera instantnea al cambio climtico,mientras que las que conciernen a la nieve y el hielo marino responden a escasos

aos. Por consiguiente, se las califica de rpidas. Algunos procesos de lavegetacin y del ciclo del carbono son significativos a una escala temporal dedecenios, mientras que otros, no mencionados ms arriba, como la reduccin de lascapas de hielo continentales, la disolucin de los sedimentos de carbonato en elocano, y la intensificacin del envejecimiento climtico sobre la tierra (los dosltimos tienden a reducir la concentracin de CO2 en la atmsfera), necesitan cientosa miles de aos para desarrollarse. A estas retroalimentaciones se las califica de"lentas".

1.10 SENSIBILIDAD CLIMTICA

La expresin sensibilidad climtica se refiere al aumento constante de latemperatura media mundial anual del aire en la superficie asociado con undeterminado forzamiento radiativo medio mundial. En su clculo es habitual incluirslo los procesos de retroalimentacin rpida, incluidos los cambios de vapor deagua y excluir los posibles cambios inducidos en las concentraciones de otros gasesde invernadero (y tambin otros procesos de retroalimentacin lenta).

Como se seala ms arriba, la temperatura de la Tierra realiza un ajuste por smisma, de forma que la radiacin solar absorbida y la radiacin infrarroja emitidaestn en equilibrio. Cuando hay un exceso de energa solar, la temperatura tiende aaumentar, lo que incrementa la emisin de radiacin infrarroja al espacio. Cuanto

ms fuerte sea el aumento de la emisin infrarroja al espacio con la temperatura (esdecir, cuanto ms fuerte sea el amortiguamiento radiativo), tanto menor sern elaumento de temperatura necesario para restablecer el balance de energa neto ceroy la sensibilidad climtica. Los cambios de albedo (reflectividad) del sistemaatmsfera-superficie tambin contribuyen (positiva o negativamente) alamortiguamiento radiativo. Las retroalimentaciones rpidas afectan la sensibilidadclimtica, puesto que inciden en la facilidad con que se devuelve el exceso de caloral espacio; dicho de otra forma, alteran el amortiguamiento radiativo.


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2. EFECTO INVERNADERO

2.1 EFECTO INVERNADERO NATURAL

La absorcin de energa por un determinado gas tiene lugar cuando la frecuencia dela radiacin electromagntica es similar a la frecuencia vibracional molecular del gas.Cuando un gas absorbe energa, esta se transforma en movimiento molecular internoque produce un aumento de temperatura.

La atmsfera es un fluido constituido por diferentes tipos de gases y cada uno deellos se comporta de manera diferente, de manera tal, que la energa absorbida laefectan selectivamente para diferentes longitudes de onda y en algunos casos son

transparentes para ciertos rangos del espectro. La atmsfera principalmente tienebajo poder de absorcin o es transparente en la parte visible del espectro, pero tieneun significativo poder de absorcin de radiacin ultravioleta o radiacin de onda cortaprocedente del sol y el principal responsable de este fenmeno es el ozono, asmismo, la atmsfera tiene buena capacidad para absorber la radiacin infrarroja o deonda larga procedente de la Tierra y los responsables en este caso son el vapor deagua, el dixido de carbono y otros gases traza como el metano y el xido nitroso.

Los gases que son buenos absorbedores de radiacin solar son importantes en elcalentamiento de la atmsfera, por ejemplo, la absorcin de radiacin solar por elozono proporciona la energa que calienta la estratosfera y la mesosfera.

La absorcin de radiacin infrarroja procedente de la Tierra es importante en elbalance energtico de la atmsfera. Esta absorcin por los gases traza, calienta laatmsfera, estimulndolos a emitir radiacin de onda ms larga. Parte de estaradiacin es liberada al espacio y otra parte es irradiada nuevamente a la superficiede la Tierra (ver Figura 12). Las dos terceras partes de la energa radianteatmosfrica son directamente devueltas a la superficie, suministrando una fuente deenerga adicional a la radiacin solar directa. El efecto neto de este fenmenopermite que la Tierra almacene mas energa cerca de su superficie que la cantidadque podra almacenar si la Tierra no tuviera atmsfera, consecuentemente, latemperatura es ms alta, del orden de 33C ms. Este proceso es conocido como elefecto de invernadero natural. Sin el efecto invernadero la temperatura promedioen la superficie seria aproximadamente de 18C bajo cero y la vida en el planeta noseria posible.

Consecuentemente, los gases en la atmsfera que absorben la radiacin infrarrojaprocedente de la Tierra o radiacin saliente, son conocidos como Gases de EfectoInvernadero (GEI), entre ellos se encuentran el dixido de carbono, el vapor de agua,el xido nitroso, el metano y el ozono. Estos gases tienen molculas cuya frecuenciavibracional se localiza en la parte infrarroja del espectro.

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Figura 12. Representacin grfica del Efecto invernadero natural

2.2 FORZAMIENTO DEL EFECTO INVERNADERO

Algunos gases emitidos por actividades humanas (denominados Gases de EfectoInvernadero - GEI) como el dixido de carbono, el xido nitroso, el metano, algunoshalocarbonos (como los CFCs, HCFCs, HFCs y los PFCs), as como el ozonotroposfrico (el cual se forma a partir de el monxido de carbono, los xidos denitrgeno y otros compuestos orgnicos voltiles), son buenos absorbentes de la

radiacin infrarroja y especficamente los halocarbonos porque muchos de ellosabsorben energa en la regin de longitudes de onda donde la energa no esabsorbida por el dixido de carbono ni el vapor de agua (regin denominada comoventana atmosfrica).

Cambios en la concentracin atmosfrica de los GEI y aerosoles, en la radiacinsolar y en las propiedades superficiales del suelo afectan la absorcin, dispersin yemisin de la radiacin dentro de la atmsfera y en la superficie de la tierra. Losresultados positivos o negativos en el balance energtico debido a estos factores sonexpresados como forzamiento radiativo, el cual es usado para comparar la influenciadel calentamiento o el enfriamiento sobre el sistema climtico.

El forzamiento radiativo es una medida de la influencia que tiene la alteracin delbalance entre la radiacin solar incidente y la radiacin infrarroja saliente en elsistema atmsfera Tierra, denotado por un cambio en la irradiancia neta en latropopausa y es expresado en vatios por metro cuadrado (W/m2). Generalmente losvalores del forzamiento radiativo son para cambios relativos a las condicionesdefinidas en 1970. Estas perturbaciones se deben a cambios internos o forzamientosexternos del sistema climtico, como por ejemplo, cambios en la concentracin de un

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GEI o en la radiacin emitida por el sol. Un forzamiento radiativo positivo tiende acalentar la troposfera (capa de la atmsfera desde la superficie hasta cerca de 16kmde altura) y uno negativo tiende a enfriarla. El agotamiento de la capa de ozonodebido a su destruccin por el incremento en las emisiones de halocarbonos desde

1970, ha representado un forzamiento radiativo negativo del sistema climtico, yaque, el ozono es un GEI. Por otro lado, el incremento de los GEI ha producido unforzamiento positivo. Se estima que el efecto neto promedio a nivel global de lasactividades humanas desde 1750 ha sido un calentamiento con un forzamientoradiativo de 1,6 W/m2.

El forzamiento radiativo de los GEI y el ozono se presenta en la figura 13 y en latabla 1 y su magnitud est dada por el producto de su concentracin y su eficienciaradiativa (energa absorbida por unidad de concentracin W/m2*ppb). El CO2 es elque ms ha contribuido al forzamiento radiativo positivo con 1,66 W/m2, seguido porel CH4 con 0,48 W/m2, el ozono troposfrico con 0,35 W/m2, el N2O con 0,16 W/m2 y

algunos halocarbonos. El forzamiento radiativo del CO2 se ha incrementado en un20% durante los ltimos 10 aos (1995-2005), siendo el cambio ms grandeobservado o inferido para una dcada en los ltimos 200 aos.

Figura 13. Cambios en el forzamiento radiativo en W/m2 de varios GEI con concentraciones uniformes y del

ozono en dos periodos de tiempo 1750-2000 y 1970-2000. (Fuente: IPCC, 2004).

Otros agentes que contribuyen al forzamiento radiativo son los cambios en losaerosoles troposfricos, cambios en el albedo superficial y en la radiacin emitida por

el sol. Respecto a este ltimo tem, se estima que los cambios en la radiacin solardesde 1750 han generado un forzamiento radiativo de 0,12 W/m2.

Los aerosoles de origen antropognico (principalmente sulfatados, carbn orgnico,carbn negro, nitratos y polvo) producen un forzamiento radiativo directo de 0,5W/m2 y un forzamiento de albedo indirecto de nube de 0,7 W/m2. Los aerosolestienen influencia en el tiempo de vida de las nubes y en la precipitacin.

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Tabla 1. Contribuciones al forzamiento radiativo positivo de algunos GEI

Gas

Vida media

atmosfrica(aos)

Forzamiento

radiativo(W/m2) 1750-

2005

Forzamiento

radiativo(W/m2) 1970-

2000

Potencial de

Calentamientoa 100 aos2

CO2 -----1 1,66 0,67 1

Metano 12 0,48 0,13 23xido Nitroso 0,16 0,068 296CFC-11 45 0,066 0,053 4600CFC-12 100 0,172 0,137 10600CFC-113 (CCl2FCClF2) 85 0,03 0,023 6000HCFC-22 12 0,0286 0,026 1700HCFC-141b 9,3 0,0018 0,0018 700HCFC-142b 17,9 0,0024 0,0024 2400HFC-23 270 0,0029 0,0029 12000HFC-134a 14 0,004 0,004 1300

HFC-152a 1,4 0,0002 0,0002 140PFC-14 50000 0,0061 0,0061 5820PFC-116 10000 0,0006 0,0006 12010PFC-218 2600 0,0001 0,0001 8690Pentano 0,010 - -Etano 0,214 - -

1 La eliminacin del CO2 de la atmsfera est relacionada a diferentes procesos y su tasa no se

pueden expresar con un valor de vida media. (Fuente: IPCC, 2004).2 Valores reportados en el Tercer Reporte de Evaluacin del IPCC (2001)

Los cambios en el albedo superficial debido a los cambios en la cobertura del suelo ya la deposicin de aerosoles negros de carbn sobre la nieve ejercen forzamientosde 0,2 W/m2 y +0,1 W/m2 respectivamente.

Entre los compuestos halogenados, los CFCs han contribuido al forzamientoradiativo positivo desde el ao 1750 con 0,28 W/m2, mientras que los HCFCs con0,033 W/m2 y los HFCs con 0,007 W/m2. Los incrementos en las concentraciones delos gases halocarbonados entre el ao 1970 y el 2000 han contribuido con cerca del30% del incremento del forzamiento radiativo relacionado a los GEI durante esteperiodo.

Las molculas de halocarbonos pueden ser miles de veces ms eficientes comoabsorbentes de energa emitida por la tierra que una molcula de dixido de carbonoy pequeas cantidades de estos gases pueden contribuir apreciablemente alforzamiento radiativo del sistema climtico.

El efecto radiativo del CO2 y el vapor de agua es calentar el clima superficial y enfriarla estratosfera, mientras que el efecto radiativo de los halocarbonos es calentar latroposfera y la estratosfera debido a su absorcin en la ventana atmosfrica.

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En la tabla 1 se observa para varios gases el potencial de calentamiento global(GWP por sus siglas en ingles: Global Warming Potentials), el cual es un indicadordel efecto radiativo de una sustancia sobre un horizonte de tiempo escogido,teniendo como base al dixido de carbono. El GWP es ms alto para las especies

que absorben mayor radiacin o tienen grandes tiempos de vida media. El horizontede tiempo escogido generalmente es de 100 aos, queriendo representar el futuroimpacto de la sustancia en los prximos 100 aos.

En la tabla 1 se observa, que de los GEI directos, el que tiene mayor GWP es elxido nitroso, mientras que entre los compuestos halogenados los gases que tienenmayores GWP son los PFCs, seguidos por los CFCs, los HCFCs y los HFCs(excepto el HFC-23 que tiene un GWP muy alto).

2.3 CAMBIO CLIMTICO

De acuerdo a la Convencin Marco sobre Cambio Climtico (CMCC), el cambioclimtico se entiende como un cambio de clima atribuido directa o indirectamente a laactividad humana que altera la composicin de la atmsfera mundial y que se sumaa la variabilidad natural del clima observada durante periodos de tiempocomparables. Por otro lado, el Panel Intergubernamental de Expertos sobre CambioClimtico (IPCC) define el cambio climtico como cualquier cambio en el clima con eltiempo, debido a la variabilidad natural o como resultado de actividadeshumanas.

Desde el punto de vista meteorolgico, se llama Cambio Climtico, a la alteracin delas condiciones predominantes. Los procesos externos tales como la variacin de laradiacin solar, variaciones de los parmetros orbitales de la Tierra (la excentricidad,la inclinacin del eje de la tierra con respecto a la eclptica), los movimientos de lacorteza terrestre y la actividad volcnica, son factores que tienen gran importancia enel cambio climtico. Procesos internos del sistema climtico tambin pueden producircambios de suficiente magnitud y variabilidad a travs de interacciones entre suselementos.

El clima de la Tierra depende del equilibrio radiativo de la atmsfera, el cual dependea su vez de la cantidad de la radiacin solar que ingresa al sistema y de laconcentracin atmosfrica de algunos gases variables que ejercen un efecto

invernadero natural (gases traza con actividad radiativa, nubes y aerosoles). Estosagentes de forzamiento radiativovaran tanto de forma natural como por la actividadhumana, produciendo alteraciones en el clima del planeta (ver Figura 14).

Las molculas de los GEI tienen la capacidad de absorber y reemitir las radiaciones deonda larga (esta es la radiacin infrarroja, la cual, es eminentemente trmica) queprovienen del sol y la que refleja la superficie de la Tierra hacia el espacio, controlandoel flujo de energa natural a travs del sistema climtico. El clima debe de algn modo

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ajustarse a los incrementos en las concentraciones de los GEI, que genera un aumentode la radiacin infrarroja que es absorbida por los GEI en la capa inferior de laatmsfera (la troposfera), en orden a mantener el balance energtico de la misma. Esteajuste generar un cambio climtico que se manifestar en un aumento de la

temperatura global (referido como calentamiento global) que generar un aumento enel nivel del mar, cambios en los regmenes de precipitacin y en la frecuencia eintensidad de los eventos climticos extremos (tales como tormentas, huracanes,fenmenos del Nio y la Nia), y se presentar una variedad de impactos sobrediferentes componentes, tales como la agricultura, los recursos hdricos, losecosistemas, la salud humana, entre otros.

Figura 14. Efecto invernadero natural y su forzamiento, lo que induce al calentamiento global (aumento de la

temperatura superficial promedio a nivel global). Fuente:http://cambioclimaticoysuscausas.iespana.es/

El cambio climtico es, en parte, producto del incremento de las emisiones de GEI. Noobstante existe una diferencia entre variabilidad climtica (ejm. el fenmeno del Nio) ycambio climtico. La variabilidad climtica se presenta cuando con cierta frecuencia unfenmeno genera un comportamiento anormal del clima, pero es un fenmeno temporaly transitorio. El cambio climtico, por otra parte, denota un proceso que no es temporal

y que puede verificarse en el tiempo revisando datos climticos (ejm. la temperatura).Un enfoque integrado del cambio climtico tiene en cuenta la dinmica del ciclocompleto de causas y efectos interrelacionados en todos los sectores afectados. En elsiguiente esquema se presenta un marco de evaluacin integrado para la consideracinde los cambios climticos antropognicos segn se reporta en el TAR (Tercer Reportede Evaluacin del IPCC). Las flechas amarillas muestran el ciclo de causa a efectoentre los cuatro cuadrantes y la flecha azul indica la respuesta de la sociedad ante losimpactos del cambio climtico.

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La adopcin de decisiones sobre el cambio climtico es esencialmente un procesosecuencial que se desarrolla en condiciones de incertidumbre general.

Figura 15. Enfoque integrado del cambio climtico. Fuente: IPCC. Tercer Reporte de Evaluacin, 2001.

2.4 CALENTAMIENTO GLOBAL

El calentamiento global se puede entender en forma simplificada como el incrementogradual de la temperatura del planeta como consecuencia del aumento de la emisinde ciertos gases de Efecto Invernadero - GEI) que impiden que los rayos del solsalgan de la tierra, bajo condiciones normales. (Una capa ms gruesa de gases deefecto invernadero retiene ms los rayos infrarrojos y hace elevar la temperatura).

Por otro lado, es un trmino utilizado habitualmente en dos sentidos: Es el fenmenoobservado que muestra en promedio un aumento en la temperatura de la atmsferaterrestre y de los ocanos en las ltimas dcadas. Tambin es una teora quepredice, a partir de proyecciones basadas en simulaciones computacionales, uncrecimiento futuro de las temperaturas. La opinin cientfica mayoritaria sobre elcambio del clima dice que la mayor parte del calentamiento observado en los ltimos100 aos, es atribuible a la actividad humana. Las simulaciones parecen indicar quela principal causa del componente de calor inducido por los humanos se debera alaumento de dixido de carbono. La temperatura del planeta ha venido elevndosedesde finales del siglo XIX, cuando se puso fin a la etapa conocida como la pequeaedad de hielo. Calentamiento global y efecto invernadero no son sinnimos. El efecto

invernadero acrecentado por la contaminacin, puede ser, segn las teoras, lacausa del calentamiento global observado.

2.5 CAMBIO GLOBAL

Se puede definir como los cambios generados por los procesos naturales y por laactividad humana que afectan el medio ambiente global en forma directa o a travsde la acumulacin de alteraciones locales o regionales. Las escalas espacio-

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temporales de los procesos que conllevan al cambio global son variadas: algunos,como la deforestacin son a escala regional y puede ser medida en das, otros, comoel calentamiento global y el cambio climtico cubren todo el planeta y se manifiestanen perodos que van desde el decenio hasta milenios.

2.6 OSCURECIMIENTO GLOBAL2 (Un problema ecolgico desconocidohasta ahora, pero que puede ser tan grave como el calentamiento global)

Es un hecho: la cantidad de radiacin solar que llega a la superficie terrestre, se hareducido gradual y globalmente, hasta un 10%, debido a la contaminacinatmosfrica, con consecuencias imprevisibles para la Tierra. A este fenmeno se leha denominado Oscurecimiento Global. Es un fenmeno real que, a pesar de habersido claramente observado y estudiado desde hace dos dcadas, es muy pococonocido por el pblico, los gobiernos e incluso por la propia comunidad cientfica.

La combustin de fuentes de energa fsiles, como el carbn y el petrleo, no slogenera dixido de carbono y dems gases de efecto invernadero, sino que ademslibera a la atmsfera pequeas partculas de ceniza, holln y compuestos de azufreque reflejan la luz solar al espacio, disminuyndola en su viaje al alcanzar lasuperficie terrestre, provocando lo que se conoce como efecto espejo y causandoun efecto de enfriamiento.

Esta contaminacin atmosfrica ha reducido en un 10%, durante los ltimos 50 aos,la radiacin solar incidente terrestre, afectando directamente a la fotosntesis, alcomportamiento, formacin y composicin de las nubes e implcitamente potenciando

las sequas, y lo ms grave de todo: su efecto de enfriamiento ha contrarrestado elcalentamiento global, encubrindolo, lo cual nos ha llevado a subestimar einfravalorar el impacto del efecto invernadero y los verdaderos alcances delcalentamiento global en general.

Pero, este fenmeno an es motivo de debate porque muchos consideran que solose tratara de un problema localizado en algunas zonas contaminadas. De ser as,eso no significara una alteracin de la temperatura de todo el planeta, sinosolamente en aquellas zonas afectadas por el oscurecimiento (Revista Portafolio 17-

julio -2007).

Los diversos antecedentes que se describen a continuacin, muestran cmo lasconclusiones de distintos cientficos en distintas partes del mundo, con mtodoscompletamente diferentes de medicin y sin conocerse entre s, han llegado a lamisma conclusin.

El climatlogo japons Atsumu Ohmura fue el primero en intuir el oscurecimientoglobal en 1989, basndose en la radiacin solar y el balance energtico de la tierra.

2 Tomado de la revista natural (www.revistanatural.com).Fecha del artculo 30/5/2006

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que stas reflejen mucha ms luz solar que las nubes limpias devolvindola alespacio, aumentando el brillo planetario.

Aos despus, se realizaron otras investigaciones en un suceso puntual muy

esclarecedor que vendra a demostrar lo que se esperaba...En los 3 das posteriores a los atentados de las torres gemelas del 11de septiembre,al cerrarse el espacio areo estadounidense, se increment la temperatura mediaconsiderablemente en 1,2 grados centgrados en todo el pas, (algo que no seobservaba desde hacia dcadas) al disminuir las estelas de humo altamentecontaminante de los reactores que dejan los aviones y que forman las nubesreflectantes por tratarse de un residuo de la combustin de un hidrocarburo, o seade un combustible fsil.

Recientemente en el congreso anual de la Unin Geofsica Americana en Montreal,

una parte de la comunidad cientfica por primera vez ha puesto al descubierto lagravedad del asunto de manera oficial y mundial, mostrando su seria preocupacin,pues apenas ahora se est tomando conciencia de que el oscurecimiento global esuna terrible realidad.

El oscurecimiento global, ms que probablemente, puede haber causado cambios agran escala en los patrones climticos, ya que su impacto es diverso. Al habermenos radiacin solar, hay menos evaporacin del agua y menos formacin denubes, y por consiguiente menos precipitaciones, agravando ms a las zonasridas ya de por s afectadas por el calentamiento global y para que stas produzcanlas cosechas deseadas requieren de ms energa, que contamina an ms, y estaenerga es menos disponible por la disminucin en el nivel de las represas, cerrandoel crculo vicioso.

El oscurecimiento global est afectando al ciclo del agua y en general alcomportamiento de las nubes. Los modelos climticos sugieren que estos cambioshan intervenido en la falta de monzones en el frica subsahariana durante lasdcadas de los 70`s y los 80`s que provocaron las graves crisis y hambrunasmltiples. En su momento se culp a la tala inmoderada de rboles y la mala gestinde tierras, hoy se sabe y se considera una pequea muestra de lo que puede ser eloscurecimiento global.

La composicin de la atmsfera y de las nubes est cambiando, convirtindose en unespejo reflectante que reduce el paso de la luz solar, afectando tambin a lafotosntesis de toda la vegetacin planetaria ya que el fenmeno es global. Demanera que hemos puesto en jaque al ecosistema del planeta, mientras que elcalentamiento global provoca ms lluvias en las zonas hmedas, y ms sequa en lasridas, el oscurecimiento global provoca menos precipitaciones, reforzando an mslas sequas lo cual es muy grave para las zonas ridas. Y por otro lado enfra, lo quede momento nos ha ayudado a que el calentamiento global slo nos muestre unamscara amable. Pero si dejamos de arrojar la contaminacin que le quita

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transparencia a la atmsfera, liberamos la cara feroz y real del calentamiento global,las medidas impuestas en los ltimos aos en la Unin Europea han ayudado adisminuir las emisiones de partculas en industrias y automviles, si bien hanmejorado la calidad del aire, desgraciadamente el calentamiento global ha dejado los

veranos ms calurosos, especialmente el del 2003 con cifras rcord de mortandad enFrancia, incendios en toda la pennsula ibrica particularmente en Portugal de norte asur, importantsimas sequas en Espaa e inundaciones rcord en varios pases de laUnin.

Polticamente podremos estar divididos, pero ecolgicamente estamos entretejidos,la naturaleza no entiende de divisiones y se comporta como un todo. Lo que unazona contamina afecta a otra; la irresponsabilidad de un individuo, un colectivo o unpas nos afectan a todos. Para solucionar definitivamente el problema debemos ir alorigen del fenmeno, para satisfacer nuestras necesidades energticas no podemosseguir quemando combustibles fsiles de manera completamente irresponsable

como hasta ahora, tenemos que lograr que produzcan residuos totalmenteasimilables y biodegradables para la naturaleza sin alterar su equilibrio natural, yadems conseguir que esto sea econmicamente viable, pero aunque lo logrramosquizs sea ya muy tarde pues los combustibles fsiles estn dando claras muestrasde agotamiento, est llegando su fin por ser no renovables y su precio no dejar de

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