Unidad 2 – Las Causas del Cambio Global

2.1. Introducción

El clima global debe ser considerado como el resultado del complejoaccionar del sistema atmósfera/tierra/océano/hielo/suelo. Cualquier cambioen este sistema (lo que da por resultado un cambio en el clima) esproducido por agentes forzantes (las causas del cambio climático). Talesforzantes pueden ser internos o externos. Los externos involucran agentesque actúan desde afuera del sistema climático. Contrariamente, losinternos operan dentro de dicho sistema. Estos se discuten separadamenteen las secciones 2.5 y 2.6. Además, los mecanismos forzantes pueden serno-radiativos o radiativos.

2.2. Forzantes no-radiativos

Cualquier cambio en el clima debe involucrar alguna forma de redistribuciónde la energía dentro del sistema climático global (SCG). No obstante, losagentes forzantes que no afectan directamente el balance energético de laatmósfera (el balance entre la radiación solar entrante y la radiaciónterrestre saliente (Figura 1.3)) son considerados mecanismos no-radiativosdel cambio climático global. Tales agentes usualmente operan sobre vastasescalas temporales (107 a 109 años) e incluyen principalmente aquellosmecanismos que afectan al clima a través de su influencia en la geometríade la superficie de la Tierra, tales como la ubicación y tamaño de lascadenas montañosas y la posición de las cuencas oceánicas.

2.3. Forzantes radiativos

Un proceso que altera el balance de energía del sistema Tierra-atmósfera(ver Figura 1.3) es considerado como un mecanismo forzante radiativo.Estos pueden incluir variaciones en la órbita de a Tierra alrededor del sol, enla radiación solar, en la actividad volcánica y en la composición atmosférica.No obstante, la asociación de una causa particular con un cambio particulares extremadamente dificultosa. La inter-relación entre los componentes delSCG determina que existan procesos de retroacción; un cambio en unacomponente conduce a un cambio en la mayoría de las otras componentes,sino en todas. El concepto de retroacción es discutido más profundamenteen la sección 2.7.

Antes de investigar algunos de los mecanismos forzantes más importantes,tanto internos como externos, existe un factor que necesita elaboración: laescala temporal.

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2.4. La escala temporal del cambio climático

La importancia de considerar diferentes escalas temporales al investigar elcambio climático ya ha sido identificada. El clima varía en todas las escalastemporales, en respuesta a factores forzantes aleatorios y periódicos. Através de todos los períodos de tiempo, desde unos pocos años a cientos demillones de años, existe un ruido blanco (de fondo) de las variacionesaleatorias del clima, causadas por procesos internos, y los mecanismos deretroacción asociados, a menudo considerados como mecanismosestocásticos o aleatorios. Dicha aleatoriedad es responsable de gran partede la variación del clima y debe su existencia al comportamiento complejo ycaótico del SCG en respuesta a los forzantes. Un corolario esencial de laexistencia de los procesos aleatorios es que una gran proporción de de lavariación del clima no puede ser predicha.

De mucho mayor relevancia son los factores forzantes periódicos puestoque, comprendiendo sus mecanismos y sus impactos sobre el clima global,es posible predecir el futuro cambio climático. Sin embargo, a menudo noestá claro cómo el SCG responde a ellos. Si se supone que el SCG respondeen forma lineal a los forzantes periódicos, las variaciones del clima deberíanexhibir una periodicidad similar. Si, por el contrario, la respuesta del SCG alos forzantes es fuertemente no lineal, las periodicidades en la respuesta nonecesariamente serán idénticas a las periodicidades de los factoresforzantes. Frecuentemente, el clima responde de una manera intermediaentre los dos.

Existen muchos forzantes del clima que abarcan un enorme rango deperiodicidades. La más larga, 200 a 500 millones de años, involucra elpasaje de nuestro Sistema Solar a través de la galaxia y las variaciones enel polvo galáctico. Estos pueden ser considerados como mecanismosforzantes externos (sección 2.5.1). Otras variaciones de larga escalatemporal (106 a 108 años) incluyen a los forzantes no-radiativos, tales comola deriva continental, la orogenia (surgimiento de las montañas) y laisostasia (movimientos verticales en la corteza de la Tierra que afectan elnivel del mar. Estos son mecanismos forzantes internos (secciones 2.6.1 y2.6.2). Los cambios externos en la cantidad de radiación solar (sección2.5.3) y en la órbita de la Tierra alrededor del Sol (sección 2.5.2), y lasvariaciones internas en la actividad volcánica (sección 2.6.3), en lacirculación oceánica (sección 2.6.4) y en la composición atmosférica(sección 2.6.5), todos ocurren en las escalas temporales de 1 año a 105

años. En forma adicional, existen otros numerosos mecanismos internos deretroacción (ver sección 2.7) que contribuyen al cambio del clima global. Elestado actual del clima en cualquier punto del tiempo representa unarespuesta agregada a todos los ciclos de variaciones superpuestas al ruidode fondo.

La respuesta del SCG a esta combinación de forzantes depende de losdiferentes tiempos de respuesta de las diversas componentes del sistema.La respuesta climática total será determinada, entonces, por las

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interacciones entre las componentes. La atmósfera, las superficies con hieloy nieve, y la vegetación de la superficie típicamente responden a losforzantes climáticos en un lapso de horas a días. La superficie de losocéanos tiene un tiempo de respuesta de años, mientras que el océanoprofundo y los glaciares montañosos varían sólo en un período que seextiende a cientos de años. Las grandes placas de hielo avanzan yretroceden en miles de años mientras que partes de la geosfera (porejemplo, el desgaste continental de las rocas) responde sólo en períodos decientos de miles a millones de años.

La respuesta del SCG a episodios de forzamiento puede ser vista como unaforma de resonancia. Cuando el período de forzamiento se empareja muyde cerca con el tiempo de respuesta de una componente particular delsistema, la respuesta climática será mayor dentro de esa componente. Losforzantes de Milankovitch (sección 2.5.2), por ejemplo, con períodos dedecenas de miles de años se manifestarán en la respuesta de las placas dehielo (sección 5.3.1) y la respuesta total del SCG será dominada por loscambios dentro de la criosfera. En forma adicional, los tiempos de respuestamás largos de ciertas componentes del SCG modulan, a través de procesosde retroacción, las respuestas más cortas. La respuesta del océanoprofundo a los forzantes de corto término (por ejemplo, el incremento delefecto de invernadero (sección 2.6.5), variaciones solares (sección 2.5.3)),tenderá a atenuar o a suavizar las respuesta de la atmósfera.

En lo que resta de esta unidad, se podrá reconocer que un rango de escalastemporales es aplicable a los mecanismos forzantes del clima, radiativos ono radiativos, externos o internos, así como también a la respuesta de lasdiferentes componentes del SCG.

2.5. Mecanismos forzantes externos

Esta sección trata algunos de los diversos forzantes externos que operan enlas escalas temporales que van desde 10 años a 109 años.

2.5.1. Variaciones galácticas

La órbita del Sistema Solar alrededor del centro de la Galaxia ha sidoconsiderada como un posible mecanismo forzante externo. Durante el cursode un año galáctico (tiempo que tarda el sol en dar una vuelta completaalrededor del centro de la galaxia - actualmente estimado en 303 millonesde años), las variaciones en el medio interestelar pueden influenciar lacantidad de radiación solar incidente en la superficie de la Tierra, actuandoasí como un forzante radiativo capaz de inducir cambios en el clima. Hayautores que también sugieren que las variaciones en el momento de torsióngravitacional inducido por los vecinos más cercanos a nuestra Galaxia, laNubes Magallánicas Pequeñas y Grandes, podrían tener consecuenciastranscendentes para el clima de la Tierra.

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Desafortunadamente, la enorme escala temporal asociada con este forzante(y cualquier cambio climático global hipotético) hace que la confirmaciónempírica de esta premisa sea enormemente imprecisa. No obstante, porcierto es posible que los superciclos de la edad de hielo que abarcaron losúltimos 700 millones de años (ver sección 5.2.2) podrían ser el resultado dedichos forzantes galácticos.

2.5.2. Variaciones orbitales

A mediados del siglo XIX se propuso una teoría astronómica que vinculaba alas edades de hielo del Pleistoceno (2 Millones a 10.000 años A.C.) concambios periódicos en la órbita terrestre alrededor del Sol. Desde que estasideas fueron presentadas, se ha encontrado mucha evidencia a favor deesta teoría. Una revisión de los mecanismos de la reconstrucción empíricadel clima es presentada en el capítulo 3, mientras que el capítulo 5 cubre loscambios climáticos globales asociados con las edad de hielo. En estasección, se discuten los forzantes relacionados con la teoría de Milankovitch.

La teoría original de Milankovitch identifica tres tipos de variación orbital quepodrían actuar como forzantes del clima: la oblicuidad o inclinación del ejede la Tierra, la precesión de los equinoccios y la excentricidad de la órbitade la Tierra alrededor del Sol. Cada variación tiene su periodicidadespecífica.

2.5.2.1. Oblicuidad

En la actualidad, la Tierra posee su eje de rotación inclinado en un ángulode 23.4º con respecto a la perpendicular al plano orbital de la Tierra. Cada41.000 años, este ángulo fluctúa entre 22° y 24.5°, influyendo en ladistribución latitudinal de la radiación solar.

La oblicuidad no influye en la cantidad total de radiación solar recibida por laTierra, pero afecta la distribución de de la insolación en el espacio y en eltiempo. A medida que la oblicuidad aumenta, también lo hace la cantidad deradiación solar recibida en las latitudes altas, en verano, mientras lainsolación decrece en invierno. Los cambios en la oblicuidad tienen pocoefecto en las latitudes bajas, puesto que la magnitud del efecto decrecehacia el ecuador. Consecuentemente, las variaciones en la inclinación deleje de la Tierra afectan la intensidad del gradiente latitudinal de latemperatura. Una mayor inclinación aumenta la recepción anual de energíasolar en latitudes altas, con la consecuente reducción del gradientelatitudinal de temperatura.

2.5.2.2. Excentricidad

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La órbita de la Tierra alrededor del Sol no es perfectamente circular sinoque sigue una trayectoria elíptica (ver Figura 2.1). Una segunda variaciónorbital involucra la forma de la elipse, o sea su excentricidad. Esteparámetro, “e”, es determinado por la ecuación (4) la cual compara lasdistancias focales, x e y, de la Figura 2.1

xyxe 2122 (4)

Cuando la órbita es circular, las distancias x e y son iguales, entonces e =0. Se ha encontrado que la forma de la órbita de la Tierra varía desde casiun círculo (e = 0,005) hasta una elipse bien marcada (e = 0,06) con dosperiodicidades principales de, aproximadamente, 96.000 a 413.000 años. Elvalor actual es e = 0,018. Las variaciones en la excentricidad influyen en lacantidad total de radiación solar en el tope de la atmósfera terrestre. Conexcentricidad máxima, pueden ocurrir diferencias de hasta un 30% en larecepción de radiación entre el perihelio y el afelio (Figura 2.1).

Figura 2.1. Posiciones orbitales presentes y pasadas de la tierra durante el inviernodel hemisferio norte

2.5.2.3. Precesión

La tercer variación orbital es la de precesión. El Sol yace en uno de lospuntos focales de la elipse orbital de la Tierra. Debido a la interaccióngravitacional de otros cuerpos planetarios del sistema solar,fundamentalmente la Luna y el planeta Júpiter, el perihelio (punto en el cualla Tierra pasa más cercana al Sol) se mueve en el espacio con unconsecuente corrimiento o adelantamiento de la órbita elíptica. Estefenómeno es conocido como la precesión de los equinoccios, y afecta laintensidad de las estaciones del año.

La precesión tiene dos componentes: una precesión del eje, en la cual elmomento de torsión de los otros planetas, ejercido sobre el abultamiento

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ecuatorial de la Tierra, provoca que el eje de rotación gire como un trompo,y una precesión elíptica en la que la órbita elíptica de la Tierra rota sobreunos de sus focos. El efecto neto describe la precesión de los equinoccioscon un período de 22.000 años. Este valor es modulado por la excentricidadquien divide la precesión en períodos: 19.000 y 23.000 años.

Al igual que la oblicuidad, la precesión no afecta la cantidad total de energíasolar recibida por la Tierra, sino sólo su distribución hemisférica a lo largodel tiempo. Si el perihelio ocurre a mediados de junio cuando el H.N. estáinclinado hacia el Sol, la recepción de radiación solar durante el veranoaumentará en el H.N. Contrariamente, si el perihelio ocurre en diciembre, elH.N. recibirá más radiación en invierno (ver Figura 2.1). Debe aclarase quela dirección de los cambios en la recepción de radiación solar en la superficiede la Tierra es opuesta en cada hemisferio.

2.5.2.4. Los ciclos de Milankovitch y las edades de hielo

Las tres componentes juntas de las variaciones orbitales afectan el flujototal de la radiación solar entrante y, también, la distribución temporal yespacial de la energía. Estas variaciones tienen el potencial de influir en elbalance de energía del SCG, y, de esta manera, pueden ser consideradascomo causas posibles del cambio climático en la escala temporal de 104 a105 años.

En 1941 Milankovitch consideró los cambiantes campos estacionales(precesión) y latitudinales (oblicuidad) de la radiación solar entrante, comofactores críticos en el crecimiento de las placas de hielo continentales y enla iniciación de las edades de hielo. Él conjeturó que, cuando la inclinacióndel eje terrestre era pequeña (fuerte gradiente latitudinal de temperatura),la excentricidad era grande y el perihelio ocurría durante el invierno del H.N.(inviernos más cálidos y veranos más fríos), tal configuración permitía lapersistencia de nieve acumulada a lo largo de los meses de verano en elH.N. Además, los inviernos más cálidos y la circulación general de laatmósfera más fuerte debido al mayor gradiente térmico, podríanincrementar la cantidad de vapor de agua disponible para las nevadas, enlas latitudes altas.

Para datos proxy de temperatura de largo registro, el análisis espectral (elcual permite la identificación de los ciclos) ha mostrado la existencia deperiodicidades de 100.000, 43.000 y 19.000 años (ver Figura 2.2), lascuales se corresponden muy cercanamente con los ciclos teóricos deMilankovitch.

Sin embargo, la vinculación causal de los forzantes orbitales y la respuestadel clima está lejos de ser verificada, y aún permanecen problemasremanentes. En primer lugar, la Figura 2.2 muestra que la señal más fuerte

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en los datos observacionales está en el ciclo de 100.000 años. Esto podríaser el efecto de las variaciones de la excentricidad en la órbita terrestre, locual, aisladamente, explica los pequeños cambios en la insolación. Ensegundo lugar, no está claro porqué los cambios en el clima parecenglobales. Un razonamiento a priori indica que los efectos de precesióncausarían respuestas opuestas en cada hemisferio. En efecto, el cambioclimático está sincronizado entre los hemisferios Norte y Sur con uncrecimiento de las capas de hielo ocurriendo en el Ártico y el Antárticodurante las glaciaciones. Se cree ahora ampliamente que la circulación delos océanos provee el factor forzante para la sincronización. Se discutiráesto con mas detalle en la sección 2.6.4.

Sin embargo, lo más crucial de todo parece ser que los forzantes orbitalessolos no podrían explicar las variaciones climáticas observadas en lospasados 2 millones de años.

Figura 2.2. Periodicidades orbitales identificadas por medio del análisis espectral

Para poder explicar la magnitud de los cambios climáticos observados,parece necesario invocar diversos mecanismos de retroacción. Por cierto, elmismo Milankovitch había esperado que los efectos directos de lasvariaciones en la insolación fuesen magnificados por los procesos deretroacción, tales como, en latitudes altas, el efecto del albedo del hielo(sección 2.7).

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2.5.3. Variaciones solares

Aunque la variabilidad solar ha sido considerada, a priori, como otroforzante externo del SCG, permanece como un mecanismo controvertido delcambio climático, a través de todas las escalas temporales. A pesar demuchos intentos por mostrar las asociaciones estadísticas entre las diversasperiodicidades solares y los ciclos climáticos globales, ningún mecanismocausal real ha sido propuesto como vinculación entre ambos fenómenos.

El ciclo solar más conocido es la variación en el número de manchas solaresdurante un período de 11 años. Se piensa que los ciclos de las manchassolares están relacionados con las variaciones magnéticas en el Sol, y puedetambién identificarse un ciclo magnético doble (aproximadamente, de 22años). Lo que interesa a los climatólogos es si los ciclos de las manchassolares están acompañados por variaciones en la irradiación solar (laconstante solar) las que, potencialmente, podrían forzar cambios climáticos.La constante solar (aproximadamente 1.368 Wm-2) es una medida del flujode la energía solar integrado a través de todas las longitudes de onda deradiación. Dos décadas de observaciones satelitales revelan que laconstante solar varía en escalas temporales de días a una década, y pareceguardar una relación significativa con el ciclo de las manchas solares. Entiempos de alto número de manchas solares, aumenta el valor de laconstante solar. Aunque las manchas solares son regiones de temperaturasde la superficie solar menores al promedio, su presencia es acompañada defáculas más brillantes (más calientes) los que compensan el incremento delas áreas más oscuras de las manchas solares. Esta relación puede serextendida hacia atrás en el tiempo usando el largo registro de manchassolares. Los cambios así calculados en la irradiación solar se reproducen enla Figura 2.3.

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Figura 2.3. Variaciones en la irradiación solar en los últimos 120 años

La dificultad en atribuir cualquier cambio climático observado a estasvariaciones en la irradiación solar reside en que estas últimas son pequeñasen magnitud – un cambio de mucho menos que 1% sobre el curso del ciclode las manchas solares. Se ha enfatizado que con tales variacionespequeñas en la constante solar, la respuesta climática global no excedería aun cambio de 0,03ºC en la temperatura. No obstante, muchos registrosclimáticos (por ejemplo, índices de sequías, temperatura y ozonoatmosférico total) parecen mostrar, por lo menos estadísticamente, ciertaperiodicidad vinculada a uno o a ambos ciclos de las manchas solares.Debería estar claro, sin embargo, que la asociación estadística entre lavariabilidad solar y el cambio climático no prueba causa y efecto.

Por supuesto, es posible que el ciclo de aproximadamente 11 añosidentificado en muchos registros climáticos sea causado por algunaoscilación interna desconocida y no por el forzante solar. Es concebible que,por simple azar, la fase de la oscilación pueda coincidir con la fase de lavariabilidad solar. Más plausiblemente, una oscilación interna puede llegar aestar sujeta a los ciclos solares, aumentando así la respuesta climática porun tipo de mecanismo de retroacción. En consecuencia, al presente elvínculo entre los ciclos de las manchas solares y el cambio climático debepermanecer como una mera especulación.

Sin embargo, existen otras periodicidades solares, con escalas temporalesmás largas que podrían ser consideradas como mecanismos forzantes delclima. Se ha sugerido que la variación de largo término en la amplitud de losciclos de las manchas solares pude tener una influencia en el clima global.Las observaciones hechas a ojo desnudo revelan momentos en los que laactividad de las manchas solares era muy limitada, incluyendo el MínimoMaunder (1654 a 1715) y el Mínimo Spörer (1450 to 1534). Estos eventosocurrieron durante la Pequeña Edad de Hielo (ver sección 5.3.2.4), yalgunos autores han planteado la hipótesis que los dos podrían estarcausalmente vinculados. En lo que respecta a los ciclos de las manchassolares, sin embargo, la evidencia es mayormente circunstancial. Otrasvariaciones solares incluyen ciclos de longitud similar al de las manchassolares (entre 9 y 13 años, aproximadamente), cambios en el diámetrosolar y en su velocidad de variación. Aunque algunas de estas variacionesde largo término pueden involucrar cambios mayores en la energía salientedel Sol, esto es, también, mera especulación.

Cuando se consideran escalas temporales aún más largas, son necesarioslos registros proxy de los cambios en la irradiación solar. Un número decientíficos han usado registros de 14C en los anillos de los árboles parainvestigar las relaciones entre los potenciales forzantes solares y el cambiodel clima. Se cree que los cambios en la expulsión de partículas energéticasdesde el Sol (viento solar) modulan la producción de 14C en la atmósferasuperior. Las propiedades magnéticas del viento solar cambian con la

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variación de las manchas solares, conduciendo a variaciones en laproducción de 14C. El efecto del viento solar es tal que una alta producciónde 14C está asociada con períodos de bajo número de manchas solares.

Hoy en día existen registros de 14C relativamente largos y confiables. Elanálisis espectral ha revelado un número de periodicidades solaresincluyendo un ciclo de 2.400 años, un ciclo de 200 años, un ciclo de 80 a 90años y los ciclos más cortos de 11 y 22 años. Los registros de 14C han sidotambién correlacionados con un número de indicadores del cambioclimático, incluyendo las fluctuaciones en el avance y retroceso de losglaciares y temperaturas anuales para Inglaterra. Episodios de bajaproducción de 14C están asociados con alta actividad de las manchas solaresy climas más cálidos. Es ciertamente comprobable que las variacionesclimáticas del Holoceno (los últimos 10.000 años desde el final de la últimaedad de hielo), y las fluctuaciones más cortas asociadas con la PequeñaEdad de Hielo han sido forzadas por la interacción de ciclos de actividadsolar de escala milenaria o secular. No obstante, nuevamente falta laevidencia concluyente de un mecanismo que vincule causa y efecto.Además, el modelado numérico parece indicar que los cambios en lairradiación solar no sería suficientemente sustanciales para conducir a loscambios climáticos observados sin invocar mecanismos internos adicionalesde retroacción.

2.6. Mecanismos de forzamiento interno

En esta sección se discuten algunos de los diversos forzantes internos queoperan en las escalas de 1 año a 108 años. Ellos pueden ser tanto forzantesradiativos como no radiativos.

2.6.1. Orogenia

Orogenia es el nombre dado a los procesos tectónicos de formación demontañas y la elevación continental. Tales mecanismos operan sólo enescalas de decenas o aún cientos de millones de años. La superficie de laTierra, una capa conocida como litosfera (hecha de la corteza y la secciónsuperior del manto) está fragmentada en aproximadamente 12 placasdiferentes que están, constantemente, ajustando su posición relativa conrespecto a las otras. Tales movimientos son conducidos por la dinámicaconvectiva interna dentro del manto de la Tierra. Cuando las placascolisionan, una de ellas puede deslizarse debajo de la otra (subducción) obien ambas pueden ser empujadas continuamente entre si, forzando haciaarriba cualquier masa continental y dando lugar a largas cadenasmontañosas. La cordillera del Himalaya se formó cuando la placa de la Indiaimpactó contra Asia hace, aproximadamente, 20 a 30 millones de años.

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En la actualidad, existe cierta duda de que la presencia de las cadenasmontañosas de la Tierra puedan influir dramáticamente en el clima global yde que el surgimiento orogénico pueda actuar como un forzante interno noradiativo. Las cadenas montañosas orientadas norte-sur, en particular,tienen la habilidad de influir sobre la circulación atmosférica global la cual,usualmente, mantiene una tendencia este-oeste a causa de la fuerza deCoriolis.

Algunos autores han propuesto que el surgimiento de la Meseta del Tibet, lacordillera del Himalaya y la Sierra Nevada, en el suroeste de América delNorte, han inducido un enfriamiento global durante los pasados 40 millonesde años (ver sección 5.2.2.3). Otros también sugieren que la mayorelevación de estas regiones expuso más rocas, incrementando así eldesgaste físico y químico debido a agentes atmosféricos. Durante eldesgaste químico, el dióxido de carbono es extraído de la atmósfera alreaccionar con minerales rocosos en descomposición para formarbicarbonatos. Estos bicarbonatos son solubles y pueden ser transportadospor vía de los ríos y otros canales fluviales, siendo depositados, finalmente,en el fondo del mar, como sedimento. En esencia, el dióxido de carbono essecuestrado desde la atmósfera, reduciendo así el efecto de invernaderonatural de la Tierra, y causando un enfriamiento.

En vista de esta retroacción del efecto de invernadero, el surgimiento de lasmontañas parece generar tanto un forzante no radiativo (cambios en lacirculación atmosférica) como un forzante radiativo (retroacción del efectode invernadero). En tales situaciones como las descriptas anteriormente, laidentificación de la causa principal del cambio climático a partir de procesosde retroacción secundarios, se torna poco efectiva. En la sección 2.7investigaremos la hipótesis de que el cambio climático resulte realmente deuna combinación de impactos de diferentes componentes (y sub-componentes) del SCG, los que caen en cascada a través del sistema.

El elevamiento de las montañas también puede incrementar la superficiecubierta por nieve durante el año. El subsiguiente aumento del albedoplanetario reducirá la energía absorbida por la superficie de la Tierra, dandolugar a un enfriamiento adicional. Este es un ejemplo del efecto deretroacción del albedo del hielo.

2.6.2. Epirogénesis o epirogenia

Epirogénesis o epirogenia son sinónimos usados para describir los cambiosen la disposición global de las masas terrestres y, al igual que los procesosorogénicos, representan cambios conducidos por los movimientos tectónicosde las placas internas. Debido a que la dinámica interna de la Tierra eslenta, los continentes se mueven alrededor del globo a una velocidad devarios centímetros por año. Sin embargo, en decenas o cientos de millones

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de años, tanto el tamaño como la posición de las tierras puede cambiarapreciablemente.

Triásico, principios de la Era Mesozoica, hace 250 millones de años. Casi todas las tierrasemergidas se reúnen en un sólo continente, Pangea, que al poco tiempo comenzará de nuevo apartirse hasta formar los continentes actuales. El estrechamiento y cierre del gran martropical de Tethys dará lugar al Mediterráneo.

En momentos de la historia de la Tierra, existieron supercontinentes en losque todas las placas continentales estuvieron entrelazadas en una únicaárea del globo. El últimos de estos episodios tuvo lugar hace 250 millonesde años, y fue denominado Pangea. Desde ese momento, los continentes sehan ido separando gradualmente, siendo la última separación la de Europa yAmérica del Norte, la cual ocurrió durante los pasados 60 a 70 millones deaños. Lo que hoy es el océano Pacífico, alguna vez fue una vasta extensiónde agua denominada el océano Panthalassa (del cual es remanente elOcéano Pacífico) el cual rodeaba a la Pangea.

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Final del Triásico y comienzo del Jurásico, hace 200 millones de años. Pangea comienza adividirse entre Africa y América. Se denomina CAMP (Central Atlantic Magmatic Province)a la región de volcanes y de extrusión de coladas basálticas que llegaba desde Brasil hastaEspaña.

El Cretácico Medio, hace unos 100 millones de años. El área cubierta por las aguas era muyextensa. Norteamérica quedaba cortada en dos por un mar de aguas someras que unía elArtico con el Atlántico, y Europa era un archipiélago más que un continente. El clima en laslatitudes altas era mucho más templado que el actual. la circulación oceánica era tambiénmuy diferente.

Se han explorado un número de posibles mecanismos que podrían haberforzado al clima global a fluctuar entre estados de “invernadero” y “fábricade hielo”. En primer lugar, a medida que el área continental de las latitudes

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altas se incrementa como resultado de la deriva continental, la superficiecon cobertura de hielo permanente puede expandirse, aumentando así elalbedo planetario y forzando (radiativamente) a un enfriamiento global(mecanismo de retroacción del albedo del hielo). En segundo lugar, elreordenamiento de las masas continentales afecta significativamente lacirculación oceánica superficial. Puesto que la circulación oceánica estáinvolucrada en el transporte latitudinal de calor regulador del clima (versección 1.2.5), entonces la deriva de las masas continentales pueden forzar(no radiativamente) cambios en el clima en escalas de decenas a cientos demillones de años.

En el Cretácico es probable que el agua profunda de los océanos se formase en áreastropicales. Allí el agua se hundía por la fuerte salinidad que adquiría debido a la evaporación(algo semejante a lo que ocurre hoy, a pequeña escala, en el Mediterráneo).

Por el contrario, en la actualidad, casi toda el agua profunda de los océanos, mucho másfría, se forma en mares de latitudes altas, en donde el agua se densifica por la frialdad queadquiere al llegar allá y porque se saliniza al formarse el hielo estacional (ver corte)

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Tales variaciones de largo plazo en la circulación del océano como resultadode la deriva continental, sumado a los procesos orogénicos (ver sección2.6.1) pueden haber sido las responsables del retorno al enfriamiento globalque tuvo lugar en los últimos 40 millones de años.

Corte vertical esquematico de las aguas y corrientes profundas en el Atlantico en laactualidad. En el circuito termohalino el agua superficial se hunde en las latitudes altas. Enlas cercanías del Artico se forma la masa de agua denominada NADW (North Atlantic DeepWater) y en las cercanías de la Antártida la masa de agua, aún más densa, denominadaAABW (Antarctic Bottom Water)

La Figura 2.4 postula un escenario particular de los cambios hipotéticos dela circulación oceánica que pueden dar lugar a cambios climáticos globales.

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Figura 2.4. Deriva continental y cambios en la circulación oceánica

El proceso tectónico de expansión del fondo del mar está vinculado con laderiva continental. En la sección precedente, se explicó cómo las placastectónicas colisionan unas con otras y son consumidas por subducción o laerección de las montañas. En las dorsales centro oceánicas se forma nuevomaterial de la placa litosférica, centros tectónicos de expansión que marcanla frontera entre dos placas divergentes. Estas regiones del fondo del mar,por ejemplo la dorsal central del Atlántico, liberan grandes cantidades deenergía y gases de invernadero. En épocas de aumento de la actividadtectónica y expansión del fondo del mar, los niveles elevados de lasemisiones de los gases de invernadero pueden iniciar o aumentar el efectode invernadero mundial.

A medida que las placas recientemente formadas divergen, comienzan aenfriarse lentamente y, a medida que la densidad de las rocasdesenterradas aumenta, la corteza oceánica comienza a hundirse del modoen que se esquematiza en la Figura 2.5. Durante las épocas de aumento dela actividad tectónica, las velocidades de expansión son más rápidas y lacorteza oceánica tiene menos tiempo de enfriarse y hundirse. La batimetríaoceánica resultante es menos profunda y causa una elevación (epirogénica)en el nivel del mar.

Durante el período Cretáceo (ver sección 5.2.2.2), las dorsales centrooceánicas eran aún más activas que en la actualidad. Consecuentemente,los niveles oceánicos estaban varios cientos de metros más elevados(debido a la ausencia de placas de hielo que almacenen agua) y cubrían

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vastas áreas continentales con mares de niveles poco profundos (epírico oepicontinental).

Figura 2.5. Formación de las placas litosféricas

Tal situación puede tener dos consecuencias importantes. La primera es quela circulación oceánica estará marcadamente afectada, influyendo en elclima global como fuera ilustrado anteriormente. La segunda, los grandesmares poco profundos, con albedos relativamente más bajos que las áreasde tierra que ellos taparon, serían capaces de almacenar mucho másenergía, calentando consecuentemente la superficie de la Tierra.

2.6.3. Actividad volcánica

Las erupciones explosivas pueden inyectar grandes cantidades de polvo ymaterial gaseoso (tal como dióxido de azufre) en la atmósfera media (laestratosfera – ver Figura 1.1, sección 1.2.2), donde el dióxido de azufre esrápidamente convertido en aerosoles de ácido sulfúrico. Mientras que lacontaminación volcánica de la baja atmósfera es removida en término dedías por los efectos de la lluvia y la gravedad, la contaminaciónestratosférica puede permanecer allí por varios años, esparciéndosegradualmente y cubriendo buena parte del planeta.

La contaminación volcánica da por resultado una substancial reducción en laradiación solar directa, mayormente debida a la dispersión de los aerosolesde ácido sulfúrico los que son altamente reflectivos. La reducción es, sinembargo, compensada por un incremento en la radiación difusa y por laabsorción de radiación terrestre saliente (el efecto de invernadero). Contodo, existe una reducción neta de 5% a 10% en la energía recibida en lasuperficie de la Tierra.

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Claramente, las erupciones volcánicas afectan el balance de energía de laatmósfera mientras que el polvo y los aerosoles permanecen en laestratosfera. Estudios observacionales y basados en modelación delprobable efecto de las erupciones volcánicas recientes sugieren que unaerupción individual puede causar una enfriamiento global de hasta 0,3ºC,durando su efecto por 1 ó 2 años. Tal enfriamiento ha sido observado en elregistro de temperatura global a posteriori de la erupción del MontePinatubo, en junio de 1991. El forzante climático asociado con erupcionesindividuales es, no obstante, de vida relativamente corta comparado con eltiempo necesario para influir en el almacenamiento de calor de los océanos.La anomalía de la temperatura debida a un evento volcánico aislado es pocoprobable que persista o conduzca, a través de mecanismos de retroacción, acambios climáticos significativos de largo plazo.

Las grandes erupciones han sido relativamente poco frecuentes en el sigloXX, de modo que la influencia a largo plazo ha sido leve. La posibilidad deque grandes erupciones hayan ocurrido con mayor frecuencia durante lostiempos históricos y pre-históricos, generando un enfriamiento de largoplazo, no puede ser descartada. Para poder investigar esta posibilidad, serequieren registros largos, completos y bien fechados de la actividadvolcánica en el pasado. Una de las series más tempranas y completas es ladel Índice del Velo de Polvos (IVP) de Lamb, la que incluye erupcionesdesde 1500 hasta 1900. Al combinarla con series de mediciones de acidezen núcleos de hielo (debido a la presencia de aerosoles de ácido sulfúrico),ellas pueden proporcionar valiosos indicadores de las erupciones del pasado.Usando estos indicadores, se ha encontrado una asociación estadística entrela actividad volcánica y las temperaturas globales durante el milenio pasado.Episodios de actividad volcánica relativamente alta (1250 al 1500 y 1550 al1700) han ocurrido dentro del período conocido como Pequeña Edad deHielo, mientras que el Período de Calentamiento Medieval (1100 al 1250)podría estar vinculado con un período de actividad menor.

Se ha sugerido una vinculación entre las variaciones volcánicas de granescala y las fluctuaciones climáticas del Holoceno (los últimos 10.000 años).Sin embargo, mientras siga siendo limitada la información acerca de loscambios de la temperatura y las erupciones volcánicas, ésta y otrasasociaciones sugeridas, discutidas anteriormente, deben todavía serconsideradas como simples especulaciones.

La actividad volcánica tiene la capacidad de afectar el clima global enescalas aún mayores. En períodos de millones, o aún decenas de millonesde años, el aumento de la actividad volcánica puede emitir enormesvolúmenes de gases de invernadero, con el potencial de generar uncalentamiento global sustancial. No obstante, los efectos globales deenfriamiento de las emisiones de dióxido de azufre actuaríancontrarrestando el calentamiento debido al efecto de invernadero, y elresultado de los cambios climáticos resultantes son aún inciertos. Granparte dependerá de la naturaleza de la actividad volcánica.

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Proporcionalmente, las erupciones de material basáltico liberan muchomenos dióxido de azufre y ceniza que las erupciones más explosivas(silícicas).

2.6.4. La circulación oceánica

En la sección 1.3.1 se identificó que los océanos almacenan una inmensacantidad de energía calórica y, consecuentemente, juegan un rol crucial enla regulación del SCG. Con el propósito de poder explicar la sincronizaciónhemisférica observada de la glaciación, a pesar de períodos de forzantesorbitales directamente opuestos en los dos hemisferios (ver sección 2.5.2),muchos investigadores han hecho responsable a los océanos. Aunque loscambios en la circulación oceánica podrían ser considerados como unaretroacción resultante de los forzantes orbitales, la circulación oceánica hasido vista, tradicionalmente, como un forzante interno.

En la actualidad, la región marítima al norte de Europa es calentada por elcalor transportado hacia el polo por la Corriente del Golfo. Cuando el aguacálida se encuentra con aire polar frío en el Atlántico norte, el calor esliberado hacia la atmósfera y el agua se enfría y se hunde. Esto es ayudadopor el incremento en la salinidad (y consecuente densidad) que ocurrecuando se forma el hielo marino en las regiones árticas (ver secciones 1.3.1y 1.3.2). El agua profunda así formada, denominada Agua Profunda delAtlántico Norte (APAN), fluye hacia el sur a través del Atlántico occidental,alrededor del sur de África y Australia, y luego hacia el norte en el océanoPacífico. El Atlántico Norte es más cálido que el Pacífico Norte. El aumentode la evaporación da lugar allí a un aumento de la salinidad con respecto alPacífico Norte. Se piensa que este gradiente de salinidad conduce lacirculación oceánica termohalina global. Tal circulación es esquematizada enla Figura 2.6.

Varias teorías relativas al rol de los océanos en los procesos del cambio delclima invocan cambios en la velocidad de producción del APAN y en otrascaracterísticas de la circulación termohalina. Se ha puesto especial atencióna las transiciones climáticas entre episodios glaciales e interglaciales.

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Figure 2.6. La circulación oceánica termohalina global

Se ha sugerido que, durante un período glacial, la formación de APAN esmucho más reducida o, aún, totalmente inhibida. En estos momentos, lasplacas de hielo árticas se extienden mucho más hacia el sur en el AtlánticoNorte, empujando la posición del frente polar hacia el sur. Las menorestemperaturas en la superficie del mar reducen la evaporación y, por ende, lasalinidad, impidiendo además el inicio de la circulación termohalina. Laausencia concomitante de la Corriente cálida del Golfo podría dar porresultado que el norte de Europa sea 6º a 8ºC más fría que durante losperíodos interglaciales (por ejemplo, el actual). Las causas de estos cambiosentre los esquemas glaciales e interglaciales de la circulación termohalinadebería, así, ser considerado como un forzante climático interno.

Por cierto, se ha propuesto que los cambios en la salinidad entre el Atlánticonorte y el Pacífico norte pueden ser tan grandes que podrían revertir lacirculación termohalina global. Tal teoría sobre cambios modales fuedesarrollada a fin de explicar la rápida (< 1.000 años) fluctuación climáticapostglacial del evento de las “Younger-Dryas”1 ocurrido hace unos 11.000años (ver seccion 5.3.2.1), cuando el Atlántico norte pareció enfriarse variosgrados. Los modelos parecen confirmar la existencia de, al menos, dosestados estables de la circulación termohalina. Las transiciones rápidasentre estos dos estados, y los correspondientes saltos entre los períodosglaciales e interglaciales, en respuesta a los forzantes internos, podrían serno lineales. Sin embargo la evidencia empírica a favor de los cambiosmodales son, aún, poco concluyentes.

1 La última glaciación del Pleistoceno no acabó de una forma suave, progresiva. Tampoco siguió elmismo ritmo en todas partes. El proceso de deshielo fue especialmente irregular en el hemisferio norte.Luego de un gran aumento de temperaturas (Oldest Dryas) se produjo una recaída del clima en un períodode nuevo muy frío, el Younger Dryas. La palabra Dryas se deriva de la Dryas Octopelata, planta depálidas flores amarillas, típica de la tundra, que hizo de nuevo su aparición en las tierras meridionales deEuropa, en donde desaparecieron los árboles y fueron sustituidos otra vez por una vegetación muy pobre.

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Se admite, de todos modos, que la suspensión del “sistema del cinturóntransmisor de calor” del Atlántico norte, por sí mismo, no sería suficientepara iniciar los cambios globales en la temperatura y el desarrollo de lasplacas de hielo. Otros mecanismos de retroacción serían necesarios, como,por ejemplo, cambios en la concentración de los gases de efectoinvernadero y en el incremento de los aerosoles, simultáneamente con lareducción del transporte de calor oceánico y el incremento de la alcalinidaddel océano.

De la discusión anterior sobre la circulación oceánica, se podría concluir queeste mecanismo del cambio climático podría ser realmente consideradocomo no-radiativo (ver también la sección 2.6.2, Figura 2.4) puesto que loque está en disputa aquí es la transferencia de energía dentro de lacomponente oceánica del sistema climático, solamente. Quizás, los procesosde retroacción resultantes, identificados en el párrafo precedente, sean loque permiten a la mayoría de los científicos considerar este mecanismocomo radiativo.

2.6.5. Variaciones en la composición atmosférica

La cambiante composición de la atmósfera, incluyendo sus gases deinvernadero y su contenido de aerosoles, es el principal forzante interno delcambio climático. Como hemos visto en la sección 1.2.4, el efectoinvernadero natural de la Tierra (lo que implica un incremento en el flujo deenergía descendente) juega un importante rol en la regulación del climaglobal. Obviamente, los cambios en la concentración atmosférica de losgases de invernadero modificarán el efecto de invernadero natural y,consecuentemente, afectarán al clima global.

Los cambios en el contenido de gases de invernadero de la atmósferapueden ocurrir como resultado tanto de factores naturales como antrópicos,siendo estos últimos los que han recibido considerable atención en losúltimos 20 años (ver capítulo 5). La humanidad, a través de la quema decombustibles fósiles, la deforestación y otros procesos industriales, haincrementado la cantidad de dióxido de carbono y otros gases deinvernadero desde el siglo XVIII.

Los cambios naturales en la concentraciones de los gases de invernaderopueden ocurrir de numerosas formas, muy frecuentemente en respuesta aotros forzantes primarios. En este sentido, como ocurre con los cambios enla circulación oceánica, tales forzantes deberían ser más estrictamenteconsiderados como forzantes o procesos de retroacción secundarios. El rolde la retroacción en el cambio climático global es examinado en la secciónsiguiente. Los cambios en el dióxido de carbono y en el metanoatmosféricos han sido asociados con las transiciones entre los episodios

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glaciales e interglaciales. Gran parte de la evidencia empírica sugiere queestos cambios tienen una fase posterior al de la señal climática y, por lotanto, deben actuar como mecanismos de retroacción que refuerzan elcambio climático, más que como forzantes primarios.

Los cambios en el contenido atmosférico de los aerosoles, naturales yantropogénicos, pueden actuar como forzantes climáticos, o, másusualmente, como forzantes secundarios. El incremento en la turbidezatmosférica (abundancia de aerosoles) afectará el balance de energía en laatmósfera, aumentando la dispersión de la radiación solar entrante (versección 1.2.4). Se ha demostrado que la turbidez atmosférica fue más altadurante los episodios glaciales que en los interglaciales con una consecuentereducción en la radiación directa que llega a la superficie de la Tierra. Talsituación reforzaría el enfriamiento asociado con los períodos glaciales.

2.7. Retroacción (o retroalimentación) del clima

El estado del clima global es de estabilidad general, generada por el balanceexistente entre las componentes acopladas del SCG. La cantidad deradiación solar entrante es balanceada por la cantidad de radiación terrestresaliente (ver sección 1.2.3), de modo que la Tierra ni continua calentándoseni enfriándose indefinidamente. Se dice que el clima terrestre está enequilibrio. Cuando el SCG responde a los forzantes radiativos (ver sección2.3), este equilibrio es temporalmente perturbado y se produce unadiscrepancia entre la radiación entrante y saliente. En un intento derestablecer el equilibrio, el clima global se altera subsecuentemente ya seacalentándose o enfriándose, dependiendo de la dirección del forzante inicial.

Si bien el SCG está en balance, dicho balance es dinámico, siemprecambiante. El sistema esta constantemente ajustándose a perturbacionesforzantes y, a medida que se ajusta, el clima se altera. Un cambio encualquier parte del sistema climático traerá consecuencias mucho mayores amedida que el efecto inicial afecte, en forma de cascada, a las componentesacopladas del sistema. Como el efecto es transferido desde una sub-componente del sistema a otra, será modificado en su característica o en suescala. En algunos casos será amplificado (retroacción positiva), en otrospuede ser reducido (retroacción negativa). Es muy fácil entender elconcepto de retroacción por medio de un ejemplo, la retroacción hielo-albedo.

Consideremos una Tierra calentada como resultado del incremento delforzante radiativo, debido, por ejemplo, a cambios en la configuraciónorbital del sistema Tierra-Sol. A medida que la superficie de la Tierra secalienta, algunos hielos de las latitudes altas empiezan a fundirse, dejandoexpuestos ya sea al suelo desnudo o al océano, ambos con albedos(reflectividad) menores que el hielo. Con un albedo menor, las superficies

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expuestas reflejan menos radiación solar incidente y el aumento en laabsorción causa un calentamiento adicional. Nuevos aumentos detemperatura inician nuevos derretimientos de nieve y hielo, con nuevasexposiciones de terrenos absorbentes de energía. Se establece, así, unareacción cíclica en cadena de causa y efecto, donde cada efecto actúa comocausa en el siguiente paso. Este fenómeno climático es denominadoretroacción hielo-albedo y es un ejemplo de retroacción positiva (ver Figura2. 7). La respuesta al forzante climático primario actúa como un forzantesecundario en la misma dirección que la del factor forzante inicial. Laretroacción positiva incrementa la respuesta climática al forzante.

La retroacción negativa ocurre cuando la respuesta al forzante climáticoprimario actúa como un forzante secundario en dirección opuesta al forzanteinicial. La retroacción negativa reduce la respuesta climática al forzante. Unejemplo de retroacción negativa debida al incremento del forzante radiativosería la formación de nubes. A medida que la Tierra se calienta, el nivel deevaporación desde los océanos (más calientes) se incrementa,proporcionando a la atmósfera más vapor de agua, lo que conduce a mayorformación de nubes. Con una mayor cobertura nubosa global, se refleja másradiación incidente lo que reduce el forzante radiativo y conduce a unareducción de la temperatura global.

Sin embargo, este simple esquema de la retroacción nubosa es complicadopor el hecho de que las nubes también atrapan la radiación infrarrojaterrestre, aumentando el efecto invernadero, actuando así como retroacciónpositiva al aumento del forzante radiativo. Los modelos numéricos no hansido capaces de determinar con cierto grado de certeza si la retroacciónpositiva de las nubes pesa más que las negativas o viceversa.

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Figura 2.7. Retroacción hielo–albedo(ice–albedo feedback). Un calentamiento(warming) produce el derretimiento del hielo (ice melt) y como consecuenciadisminuye el albedo (lower albedo) de la superficie lo que aumenta la absorción deradiación y el calentamiento de esta. Este proceso calentamiento gatilla (trigger) elciclo.

Mucho depende de la altura y tipo de nube. Se espera que las nubes deniveles altos tengan una retroacción neta positiva, siendo el efecto de laabsorción de la radiación de onda larga más importante que el del albedo.Estas nubes existen en aire más frío y tienden a emitir menor radiación,generando un efecto invernadero mayor. Por el contrario, las nubes deniveles bajos probablemente tienen un efecto neto de retroacción negativa.

Hay muchos otros efectos de retroacción que tienen el potencial para influirsobre el clima global, en respuesta a algunos forzantes radiativos iniciales.Estos podrían operar dentro y entre todos los componentes del sistemaclimático. Cualquier mecanismo forzante que afecte la cantidad de vapor deagua en la atmósfera iniciará un proceso de retroacción nubosa. El vapor deagua, en sí mismo, es también un gas de invernadero y las perturbacionesforzantes podrían iniciar una retroacción del vapor de agua. Los cambios enla química oceánica pueden ocurrir como resultado del forzante climáticoprimario. Por ejemplo, el agua caliente almacena menos dióxido de carbonodisuelto, el que entonces permanece en la atmósfera, acentuando el efectode invernadero - una retroacción positiva. Los cambios en la circulacióndentro de los océanos también introducirían procesos de retroacción queafectan la transferencia de calor, humedad y momento (sección 2.6.4). Loscambios en la cobertura vegetal de la superficie, la cual tiene un marcadoefecto en el albedo de la Tierra (ver sección 1.2.3) probablemente tenganefectos de retroacción en el clima terrestre.

2.8. Sensibilidad climática

El concepto de retroacción está relacionado con la sensibilidad del clima oestabilidad climática. Es útil tener una medida de la intensidad de variosprocesos de retroacción los que determinan la respuesta final del SCG acualquier cambio en el forzante radiativo. En términos generales, un cambioinicial en la temperatura debido a un cambio en el forzante radiativo,Tforzantes, es modificado por la compleja combinación de los procesos deretroacción de manera que:

Tfinal = Tforzantes + Tretroacción (5)

Donde Tretroacción es el cambio en la temperatura resultante de la retroaccióny Tfinal es el cambio total en la temperatura entre los estados de equilibrio

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inicial y final. El grado en el que los procesos de retroacción influyen en larespuesta final del clima es una medida de la sensibilidad del SCG.

La ecuación 5 puede re-escribirse de la siguiente manera:

Tfinal = f Tforzantes (6)

donde f es denominado factor de retroacción. Cuando solamente unmecanismo de retroacción está operativo, la solución de la ecuación (6) essimple, suponiendo que ambos, f y Tforzantes son conocidos. Cuando más deun mecanismo de retroacción está operativo, las cosas se complican. Parados mecanismos de retroacción, el efecto neto está dado por:

f = f1f2 / (f1 + f2 - f1f2) (7)

Donde f1 y f2 son los factores de retroacción de los dos procesos deretroacción. Claramente, dichos factores no son aditivos ni multiplicativos.Un mecanismo de retroacción que opera solo con un factor 2 duplicaría larespuesta climática inicial al forzante. Si un segundo mecanismo con factor1.5 actúa conjuntamente, la retroacción total sería incrementada por unfactor 6. Puede verse entonces, que una combinación de estos mecanismospodría afectar dramáticamente al clima aun en respuesta a un pequeñocambio en el forzante radiativo.

La sensibilidad del clima puede ser determinada matemáticamente de otraforma. A partir de las observaciones satelitales, ha podido mostrarse que loscambios en la temperatura global son aproximadamente proporcionales acambios en el forzante radiativo. Si suponemos una cambio instantáneo enel clima, desde un estado de equilibrio a otro, entonces:

Q = T (8)

donde Q es el cambio en el forzante radiativo (expresado en términos delflujo radiativo neto descendente en el tope de la troposfera), T es elcambio en la temperatura global y es una medida de la sensibilidadclimática.

A partir de la ecuación 8, la sensibilidad del clima es expresada usualmenteen términos del cambio en la temperatura asociado con un cambioespecífico en el forzante radiativo (generalmente, la duplicación delcontenido de dióxido de carbono en la atmósfera). Así, la temperaturaresultante de la duplicación del dióxido de carbono, T2x, está dada por:

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T2x = Q2x / (9)

Donde Q2x es 4.2 Wm-2. La magnitud (y el signo) de T2x dependerá dela sensibilidad del clima, la que es determinada por el efecto neto de losprocesos climáticos de retroacción. A pesar del uso extensivo de losmodelos climáticos durante las últimas 2 décadas para comprender elproblema del calentamiento global contemporáneo (ver capítulo 6), éste esel parámetro más difícil de definir numéricamente.

Como fuera explicado anteriormente, la idea de un equilibrio estático y deuna respuesta instantánea del clima representa una situación no realista.Para tener en cuenta la naturaleza dinámica y transitoria de la respuesta delclima a los forzantes, se requiere una ecuación más complicada que vincule T y Q, si debe determinarse la evolución de la respuesta con el tiempo.En este caso:

Q = T + C T/ t (10)

El cambio en el forzante radiativo, Q, está aquí balanceado por:

1) el cambio en el flujo radiativo saliente en la tropopausa, causado por larespuesta del SCG, incluyendo los procesos de retroacción; y

2) la energía almacenada en el sistema, C T/ t, donde C es la capacidadcalorífica del sistema y t es el tiempo.

El ultimo término de la ecuación 10 simula la naturaleza dependiente deltiempo de la respuesta del SCG. El principal contribuyente a la capacidadcalorífica del sistema es la masa oceánica planetaria. La capacidad caloríficadel agua es grande comparada con la del aire y, de este modo, permitealmacenar mucho más energía (ver sección 1.3.1). En forma adicional, laalta capacidad calorífica significa que los océanos demoran más tiempo encalentarse (como en enfriarse) y, en consecuencia, retardan la respuestatérmica de la superficie a cualquier cambio en el forzante radiativo: larespuesta transitoria siempre será menor a la respuesta de equilibrio.

La solución a la ecuación 10 conduce a la definición de la respuestatemporal del sistema climático, , :

= C / (11)

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Si la capacidad calorífica del sistema climático es grande, la respuestatemporal es grande. Igualmente, si la sensibilidad del clima es pequeña, larespuesta temporal es grande. es también conocido como el coeficiente deamortiguación radiativa. Aquí, es válida la analogía entre la respuesta delSCG y un resorte que oscila. Si un resorte tiene un alto coeficiente deamortiguación, cesará de oscilar inmediatamente después de que ha sidopuesto en movimiento. Similarmente, si el coeficiente de amortiguaciónradiativa es grande, el clima responderá rápidamente y será pequeño.

2.9. Conclusión

Los mecanismos forzantes del clima y la respuesta del sistema climático,operan sobre una variedad de escalas temporales. La respuesta a losforzantes puede ser lineal, cuasi-lineal o no-lineal. La no linealidad en elcambio climático es el resultado de una compleja interacción de procesos deretroacción. Debería apreciarse que los diferentes forzantes primariosiniciarán diferentes procesos de retroacción. Los procesos primariosdispararán los procesos secundarios. Algunos pueden ser positivos, otrosnegativos pero, generalmente, la retroacción climática actúa en unadirección que aumenta la respuesta climática inicial a los forzantes. Cuántoy cuán rápidamente depende de la sensibilidad del clima global a losforzantes radiativos.

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