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Unidad 2 – Las Causas del Cambio Global
2.1. Introducción
El clima global debe ser considerado como el resultado del complejo
accionar del sistema atmósfera/tierra/océano/hielo/suelo. Cualquier cambio
en este sistema (lo que da por resultado un cambio en el clima) es
producido por agentes forzantes (las causas del cambio climático). Tales
forzantes pueden ser internos o externos. Los externos involucran agentes
que actúan desde afuera del sistema climático.
Contrariamente, los
internos operan dentro de dicho sistema. Estos se discuten separadamente
en las secciones 2.5 y 2.6. Además, los mecanismos forzantes pueden ser
no-radiativos o radiativos.
2.2. Forzantes no-radiativos
Cualquier cambio en el clima debe involucrar alguna forma de redistribución
de la energía dentro del sistema climático global (SCG). No obstante, los
agentes forzantes que no afectan directamente el balance energético de la
atmósfera (el balance entre la radiación solar entrante y la radiación
terrestre saliente (Figura 1.3)) son considerados mecanismos no-radiativos
del cambio climático global. Tales agentes usualmente operan sobre vastas
escalas temporales (107 a 109 años) e incluyen principalmente aquellos
mecanismos que afectan al clima a través de su influencia en la geometría
de la superficie de la Tierra, tales como la ubicación y tamaño de las
cadenas 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, en
la radiación solar, en la actividad volcánica y en la composición atmosférica.
No obstante, la asociación de una causa particular con un cambio particular
es extremadamente dificultosa. La inter-relación entre los componentes del
SCG determina que existan procesos de retroacción; un cambio en una
componente conduce a un cambio en la mayoría de las otras componentes,
sino en todas. El concepto de retroacción es discutido más profundamente
en la sección 2.7.
Antes de investigar algunos de los mecanismos forzantes más importantes,
tanto internos como externos, existe un factor que necesita elaboración: la
escala temporal.
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2.4. La escala temporal del cambio climático
La importancia de considerar diferentes escalas temporales al investigar el
cambio climático ya ha sido identificada. El clima varía en todas las escalas
temporales, en respuesta a factores forzantes aleatorios y periódicos. A
través de todos los períodos de tiempo, desde unos pocos años a cientos de
millones de años, existe un ruido blanco (de fondo) de las variaciones
aleatorias del clima, causadas por procesos internos, y los mecanismos de
retroacción asociados, a menudo considerados como mecanismos
estocásticos o aleatorios. Dicha aleatoriedad es responsable de gran parte
de la variación del clima y debe su existencia al comportamiento complejo y
caótico del SCG en respuesta a los forzantes. Un corolario esencial de la
existencia de los procesos aleatorios es que una gran proporción de de la
variación del clima no puede ser predicha.
De mucho mayor relevancia son los factores forzantes periódicos puesto
que, comprendiendo sus mecanismos y sus impactos sobre el clima global,
es posible predecir el futuro cambio climático. Sin embargo, a menudo no
está claro cómo el SCG responde a ellos. Si se supone que el SCG responde
en forma lineal a los forzantes periódicos, las variaciones del clima deberían
exhibir una periodicidad similar. Si, por el contrario, la respuesta del SCG a
los forzantes es fuertemente no lineal, las periodicidades en la respuesta no
necesariamente serán idénticas a las periodicidades de los factores
forzantes. Frecuentemente, el clima responde de una manera intermedia
entre los dos.
Existen muchos forzantes del clima que abarcan un enorme rango de
periodicidades. La más larga, 200 a 500 millones de años, involucra el
pasaje de nuestro Sistema Solar a través de la galaxia y las variaciones en
el polvo galáctico. Estos pueden ser considerados como mecanismos
forzantes externos (sección 2.5.1). Otras variaciones de larga escala
temporal (106 a 108 años) incluyen a los forzantes no-radiativos, tales como
la deriva continental, la orogenia (surgimiento de las montañas) y la
isostasia (movimientos verticales en la corteza de la Tierra que afectan el
nivel del mar. Estos son mecanismos forzantes internos (secciones 2.6.1 y
2.6.2). Los cambios externos en la cantidad de radiación solar (sección
2.5.3) y en la órbita de la Tierra alrededor del Sol (sección 2.5.2), y las
variaciones internas en la actividad volcánica (sección 2.6.3), en la
circulación 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 de
retroacción (ver sección 2.7) que contribuyen al cambio del clima global. El
estado actual del clima en cualquier punto del tiempo representa una
respuesta agregada a todos los ciclos de variaciones superpuestas al ruido
de fondo.
La respuesta del SCG a esta combinación de forzantes depende de los
diferentes 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 hielo
y nieve, y la vegetación de la superficie típicamente responden a los
forzantes climáticos en un lapso de horas a días. La superficie de los
océanos tiene un tiempo de respuesta de años, mientras que el océano
profundo y los glaciares montañosos varían sólo en un período que se
extiende a cientos de años. Las grandes placas de hielo avanzan y
retroceden en miles de años mientras que partes de la geosfera (por
ejemplo, el desgaste continental de las rocas) responde sólo en períodos de
cientos de miles a millones de años.
La respuesta del SCG a episodios de forzamiento puede ser vista como una
forma de resonancia. Cuando el período de forzamiento se empareja muy
de cerca con el tiempo de respuesta de una componente particular del
sistema, la respuesta climática será mayor dentro de esa componente. Los
forzantes de Milankovitch (sección 2.5.2), por ejemplo, con períodos de
decenas de miles de años se manifestarán en la respuesta de las placas de
hielo (sección 5.3.1) y la respuesta total del SCG será dominada por los
cambios dentro de la criosfera. En forma adicional, los tiempos de respuesta
más largos de ciertas componentes del SCG modulan, a través de procesos
de retroacción, las respuestas más cortas. La respuesta del océano
profundo a los forzantes de corto término (por ejemplo, el incremento del
efecto 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 escalas
temporales es aplicable a los mecanismos forzantes del clima, radiativos o
no radiativos, externos o internos, así como también a la respuesta de las
diferentes componentes del SCG.
2.5. Mecanismos forzantes externos
Esta sección trata algunos de los diversos forzantes externos que operan en
las 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 sido
considerada como un posible mecanismo forzante externo. Durante el curso
de un año galáctico (tiempo que tarda el sol en dar una vuelta completa
alrededor del centro de la galaxia - actualmente estimado en 303 millones
de años), las variaciones en el medio interestelar pueden influenciar la
cantidad de radiación solar incidente en la superficie de la Tierra, actuando
así como un forzante radiativo capaz de inducir cambios en el clima. Hay
autores que también sugieren que las variaciones en el momento de torsión
gravitacional inducido por los vecinos más cercanos a nuestra Galaxia, la
Nubes Magallánicas Pequeñas y Grandes, podrían tener consecuencias
transcendentes 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 confirmación
empírica de esta premisa sea enormemente imprecisa. No obstante, por
cierto es posible que los superciclos de la edad de hielo que abarcaron los
últimos 700 millones de años (ver sección 5.2.2) podrían ser el resultado de
dichos forzantes galácticos.
2.5.2. Variaciones orbitales
A mediados del siglo XIX se propuso una teoría astronómica que vinculaba a
las edades de hielo del Pleistoceno (2 Millones a 10.000 años A.C.) con
cambios periódicos en la órbita terrestre alrededor del Sol. Desde que estas
ideas fueron presentadas, se ha encontrado mucha evidencia a favor de
esta teoría. Una revisión de los mecanismos de la reconstrucción empírica
del clima es presentada en el capítulo 3, mientras que el capítulo 5 cubre los
cambios climáticos globales asociados con las edad de hielo. En esta
sección, se discuten los forzantes relacionados con la teoría de Milankovitch.
La teoría original de Milankovitch identifica tres tipos de variación orbital que
podrían actuar como forzantes del clima: la oblicuidad o inclinación del eje
de la Tierra, la precesión de los equinoccios y la excentricidad de la órbita
de la Tierra alrededor del Sol. Cada variación tiene su periodicidad
específica.
2.5.2.1. Oblicuidad
En la actualidad, la Tierra posee su eje de rotación inclinado en un ángulo
de 23.4º con respecto a la perpendicular al plano orbital de la Tierra. Cada
41.000 años, este ángulo fluctúa entre 22° y 24.5°, influyendo en la
distribución latitudinal de la radiación solar.
La oblicuidad no influye en la cantidad total de radiación solar recibida por la
Tierra, pero afecta la distribución de de la insolación en el espacio y en el
tiempo. A medida que la oblicuidad aumenta, también lo hace la cantidad de
radiación solar recibida en las latitudes altas, en verano, mientras la
insolación decrece en invierno. Los cambios en la oblicuidad tienen poco
efecto en las latitudes bajas, puesto que la magnitud del efecto decrece
hacia el ecuador. Consecuentemente, las variaciones en la inclinación del
eje de la Tierra afectan la intensidad del gradiente latitudinal de la
temperatura. Una mayor inclinación aumenta la recepción anual de energía
solar en latitudes altas, con la consecuente reducción del gradiente
latitudinal de temperatura.
2.5.2.2. Excentricidad
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La órbita de la Tierra alrededor del Sol no es perfectamente circular sino
que sigue una trayectoria elíptica (ver Figura 2.1). Una segunda variación
orbital involucra la forma de la elipse, o sea su excentricidad. Este
parámetro, “e”, es determinado por la ecuación (4) la cual compara las
distancias focales, x e y, de la Figura 2.1

e  x2  y2

12
x
(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 casi
un círculo (e = 0,005) hasta una elipse bien marcada (e = 0,06) con dos
periodicidades principales de, aproximadamente, 96.000 a 413.000 años. El
valor actual es e = 0,018. Las variaciones en la excentricidad influyen en la
cantidad total de radiación solar en el tope de la atmósfera terrestre. Con
excentricidad máxima, pueden ocurrir diferencias de hasta un 30% en la
recepción de radiación entre el perihelio y el afelio (Figura 2.1).
Figura 2.1. Posiciones orbitales presentes y pasadas de la tierra durante el invierno
del hemisferio norte
2.5.2.3. Precesión
La tercer variación orbital es la de precesión. El Sol yace en uno de los
puntos focales de la elipse orbital de la Tierra. Debido a la interacción
gravitacional de otros cuerpos planetarios del sistema solar,
fundamentalmente la Luna y el planeta Júpiter, el perihelio (punto en el cual
la Tierra pasa más cercana al Sol) se mueve en el espacio con un
consecuente corrimiento o adelantamiento de la órbita elíptica. Este
fenómeno es conocido como la precesión de los equinoccios, y afecta la
intensidad de las estaciones del año.
La precesión tiene dos componentes: una precesión del eje, en la cual el
momento 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 sobre
unos de sus focos. El efecto neto describe la precesión de los equinoccios
con un período de 22.000 años. Este valor es modulado por la excentricidad
quien divide la precesión en períodos: 19.000 y 23.000 años.
Al igual que la oblicuidad, la precesión no afecta la cantidad total de energía
solar recibida por la Tierra, sino sólo su distribución hemisférica a lo largo
del tiempo. Si el perihelio ocurre a mediados de junio cuando el H.N. está
inclinado hacia el Sol, la recepción de radiación solar durante el verano
aumentará en el H.N. Contrariamente, si el perihelio ocurre en diciembre, el
H.N. recibirá más radiación en invierno (ver Figura 2.1). Debe aclarase que
la dirección de los cambios en la recepción de radiación solar en la superficie
de 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 flujo
total de la radiación solar entrante y, también, la distribución temporal y
espacial de la energía. Estas variaciones tienen el potencial de influir en el
balance de energía del SCG, y, de esta manera, pueden ser consideradas
como causas posibles del cambio climático en la escala temporal de 104 a
105 años.
En 1941 Milankovitch consideró los cambiantes campos estacionales
(precesión) y latitudinales (oblicuidad) de la radiación solar entrante, como
factores críticos en el crecimiento de las placas de hielo continentales y en
la iniciación de las edades de hielo. Él conjeturó que, cuando la inclinación
del 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 la
persistencia de nieve acumulada a lo largo de los meses de verano en el
H.N. Además, los inviernos más cálidos y la circulación general de la
atmósfera más fuerte debido al mayor gradiente térmico, podrían
incrementar la cantidad de vapor de agua disponible para las nevadas, en
las latitudes altas.
Para datos proxy de temperatura de largo registro, el análisis espectral (el
cual permite la identificación de los ciclos) ha mostrado la existencia de
periodicidades de 100.000, 43.000 y 19.000 años (ver Figura 2.2), las
cuales se corresponden muy cercanamente con los ciclos teóricos de
Milankovitch.
Sin embargo, la vinculación causal de los forzantes orbitales y la respuesta
del clima está lejos de ser verificada, y aún permanecen problemas
remanentes. 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 podría
ser el efecto de las variaciones de la excentricidad en la órbita terrestre, lo
cual, aisladamente, explica los pequeños cambios en la insolación. En
segundo lugar, no está claro porqué los cambios en el clima parecen
globales. Un razonamiento a priori indica que los efectos de precesión
causarían respuestas opuestas en cada hemisferio. En efecto, el cambio
climático está sincronizado entre los hemisferios Norte y Sur con un
crecimiento de las capas de hielo ocurriendo en el Ártico y el Antártico
durante las glaciaciones. Se cree ahora ampliamente que la circulación de
los océanos provee el factor forzante para la sincronización. Se discutirá
esto con mas detalle en la sección 2.6.4.
Sin embargo, lo más crucial de todo parece ser que los forzantes orbitales
solos no podrían explicar las variaciones climáticas observadas en los
pasados 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, el
mismo Milankovitch había esperado que los efectos directos de las
variaciones en la insolación fuesen magnificados por los procesos de
retroacción, 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 otro
forzante externo del SCG, permanece como un mecanismo controvertido del
cambio climático, a través de todas las escalas temporales. A pesar de
muchos intentos por mostrar las asociaciones estadísticas entre las diversas
periodicidades solares y los ciclos climáticos globales, ningún mecanismo
causal real ha sido propuesto como vinculación entre ambos fenómenos.
El ciclo solar más conocido es la variación en el número de manchas solares
durante un período de 11 años. Se piensa que los ciclos de las manchas
solares están relacionados con las variaciones magnéticas en el Sol, y puede
también identificarse un ciclo magnético doble (aproximadamente, de 22
años). Lo que interesa a los climatólogos es si los ciclos de las manchas
solares están acompañados por variaciones en la irradiación solar (la
constante solar) las que, potencialmente, podrían forzar cambios climáticos.
La constante solar (aproximadamente 1.368 Wm-2) es una medida del flujo
de la energía solar integrado a través de todas las longitudes de onda de
radiación. Dos décadas de observaciones satelitales revelan que la
constante solar varía en escalas temporales de días a una década, y parece
guardar una relación significativa con el ciclo de las manchas solares. En
tiempos de alto número de manchas solares, aumenta el valor de la
constante solar. Aunque las manchas solares son regiones de temperaturas
de la superficie solar menores al promedio, su presencia es acompañada de
fáculas más brillantes (más calientes) los que compensan el incremento de
las áreas más oscuras de las manchas solares. Esta relación puede ser
extendida hacia atrás en el tiempo usando el largo registro de manchas
solares. Los cambios así calculados en la irradiación solar se reproducen en
la 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 estas
variaciones en la irradiación solar reside en que estas últimas son pequeñas
en magnitud – un cambio de mucho menos que 1% sobre el curso del ciclo
de las manchas solares. Se ha enfatizado que con tales variaciones
pequeñas en la constante solar, la respuesta climática global no excedería a
un cambio de 0,03ºC en la temperatura. No obstante, muchos registros
climáticos (por ejemplo, índices de sequías, temperatura y ozono
atmosférico total) parecen mostrar, por lo menos estadísticamente, cierta
periodicidad vinculada a uno o a ambos ciclos de las manchas solares.
Debería estar claro, sin embargo, que la asociación estadística entre la
variabilidad solar y el cambio climático no prueba causa y efecto.
Por supuesto, es posible que el ciclo de aproximadamente 11 años
identificado en muchos registros climáticos sea causado por alguna
oscilación 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 la
variabilidad solar. Más plausiblemente, una oscilación interna puede llegar a
estar sujeta a los ciclos solares, aumentando así la respuesta climática por
un tipo de mecanismo de retroacción. En consecuencia, al presente el
vínculo entre los ciclos de las manchas solares y el cambio climático debe
permanecer como una mera especulación.
Sin embargo, existen otras periodicidades solares, con escalas temporales
más largas que podrían ser consideradas como mecanismos forzantes del
clima. Se ha sugerido que la variación de largo término en la amplitud de los
ciclos de las manchas solares pude tener una influencia en el clima global.
Las observaciones hechas a ojo desnudo revelan momentos en los que la
actividad de las manchas solares era muy limitada, incluyendo el Mínimo
Maunder (1654 a 1715) y el Mínimo Spörer (1450 to 1534). Estos eventos
ocurrieron durante la Pequeña Edad de Hielo (ver sección 5.3.2.4), y
algunos autores han planteado la hipótesis que los dos podrían estar
causalmente vinculados. En lo que respecta a los ciclos de las manchas
solares, sin embargo, la evidencia es mayormente circunstancial. Otras
variaciones solares incluyen ciclos de longitud similar al de las manchas
solares (entre 9 y 13 años, aproximadamente), cambios en el diámetro
solar y en su velocidad de variación. Aunque algunas de estas variaciones
de largo término pueden involucrar cambios mayores en la energía saliente
del Sol, esto es, también, mera especulación.
Cuando se consideran escalas temporales aún más largas, son necesarios
los registros proxy de los cambios en la irradiación solar. Un número de
científicos han usado registros de 14C en los anillos de los árboles para
investigar las relaciones entre los potenciales forzantes solares y el cambio
del clima. Se cree que los cambios en la expulsión de partículas energéticas
desde el Sol (viento solar) modulan la producción de 14C en la atmósfera
superior. Las propiedades magnéticas del viento solar cambian con la
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variación de las manchas solares, conduciendo a variaciones en la
producción de 14C. El efecto del viento solar es tal que una alta producción
de 14C está asociada con períodos de bajo número de manchas solares.
Hoy en día existen registros de 14C relativamente largos y confiables. El
análisis espectral ha revelado un número de periodicidades solares
incluyendo un ciclo de 2.400 años, un ciclo de 200 años, un ciclo de 80 a 90
años y los ciclos más cortos de 11 y 22 años. Los registros de 14C han sido
también correlacionados con un número de indicadores del cambio
climático, incluyendo las fluctuaciones en el avance y retroceso de los
glaciares y temperaturas anuales para Inglaterra. Episodios de baja
producción de 14C están asociados con alta actividad de las manchas solares
y climas más cálidos. Es ciertamente comprobable que las variaciones
climáticas del Holoceno (los últimos 10.000 años desde el final de la última
edad de hielo), y las fluctuaciones más cortas asociadas con la Pequeña
Edad de Hielo han sido forzadas por la interacción de ciclos de actividad
solar de escala milenaria o secular. No obstante, nuevamente falta la
evidencia concluyente de un mecanismo que vincule causa y efecto.
Además, el modelado numérico parece indicar que los cambios en la
irradiación solar no sería suficientemente sustanciales para conducir a los
cambios climáticos observados sin invocar mecanismos internos adicionales
de retroacción.
2.6. Mecanismos de forzamiento interno
En esta sección se discuten algunos de los diversos forzantes internos que
operan en las escalas de 1 año a 108 años. Ellos pueden ser tanto forzantes
radiativos como no radiativos.
2.6.1. Orogenia
Orogenia es el nombre dado a los procesos tectónicos de formación de
montañas y la elevación continental. Tales mecanismos operan sólo en
escalas de decenas o aún cientos de millones de años. La superficie de la
Tierra, una capa conocida como litosfera (hecha de la corteza y la sección
superior del manto) está fragmentada en aproximadamente 12 placas
diferentes que están, constantemente, ajustando su posición relativa con
respecto a las otras. Tales movimientos son conducidos por la dinámica
convectiva interna dentro del manto de la Tierra. Cuando las placas
colisionan, una de ellas puede deslizarse debajo de la otra (subducción) o
bien ambas pueden ser empujadas continuamente entre si, forzando hacia
arriba cualquier masa continental y dando lugar a largas cadenas
montañosas. La cordillera del Himalaya se formó cuando la placa de la India
impactó 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 cadenas
montañosas de la Tierra puedan influir dramáticamente en el clima global y
de que el surgimiento orogénico pueda actuar como un forzante interno no
radiativo. 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 de
Coriolis.
Algunos autores han propuesto que el surgimiento de la Meseta del Tibet, la
cordillera del Himalaya y la Sierra Nevada, en el suroeste de América del
Norte, han inducido un enfriamiento global durante los pasados 40 millones
de años (ver sección 5.2.2.3). Otros también sugieren que la mayor
elevación de estas regiones expuso más rocas, incrementando así el
desgaste físico y químico debido a agentes atmosféricos. Durante el
desgaste químico, el dióxido de carbono es extraído de la atmósfera al
reaccionar con minerales rocosos en descomposición para formar
bicarbonatos. Estos bicarbonatos son solubles y pueden ser transportados
por vía de los ríos y otros canales fluviales, siendo depositados, finalmente,
en el fondo del mar, como sedimento. En esencia, el dióxido de carbono es
secuestrado desde la atmósfera, reduciendo así el efecto de invernadero
natural de la Tierra, y causando un enfriamiento.
En vista de esta retroacción del efecto de invernadero, el surgimiento de las
montañas parece generar tanto un forzante no radiativo (cambios en la
circulación atmosférica) como un forzante radiativo (retroacción del efecto
de invernadero). En tales situaciones como las descriptas anteriormente, la
identificación de la causa principal del cambio climático a partir de procesos
de retroacción secundarios, se torna poco efectiva. En la sección 2.7
investigaremos la hipótesis de que el cambio climático resulte realmente de
una combinación de impactos de diferentes componentes (y subcomponentes) del SCG, los que caen en cascada a través del sistema.
El elevamiento de las montañas también puede incrementar la superficie
cubierta por nieve durante el año. El subsiguiente aumento del albedo
planetario reducirá la energía absorbida por la superficie de la Tierra, dando
lugar a un enfriamiento adicional. Este es un ejemplo del efecto de
retroacción del albedo del hielo.
2.6.2. Epirogénesis o epirogenia
Epirogénesis o epirogenia son sinónimos usados para describir los cambios
en la disposición global de las masas terrestres y, al igual que los procesos
orogénicos, representan cambios conducidos por los movimientos tectónicos
de las placas internas. Debido a que la dinámica interna de la Tierra es
lenta, los continentes se mueven alrededor del globo a una velocidad de
varios 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 cambiar
apreciablemente.
Triásico, principios de la Era Mesozoica, hace 250 millones de años. Casi todas las tierras
emergidas se reúnen en un sólo continente, Pangea, que al poco tiempo comenzará de nuevo a
partirse hasta formar los continentes actuales. El estrechamiento y cierre del gran mar
tropical de Tethys dará lugar al Mediterráneo.
En momentos de la historia de la Tierra, existieron supercontinentes en los
que todas las placas continentales estuvieron entrelazadas en una única
área del globo. El últimos de estos episodios tuvo lugar hace 250 millones
de años, y fue denominado Pangea. Desde ese momento, los continentes se
han ido separando gradualmente, siendo la última separación la de Europa y
América del Norte, la cual ocurrió durante los pasados 60 a 70 millones de
años. Lo que hoy es el océano Pacífico, alguna vez fue una vasta extensión
de agua denominada el océano Panthalassa (del cual es remanente el
Océano 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 a
dividirse 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 hasta
España.
El Cretácico Medio, hace unos 100 millones de años. El área cubierta por las aguas era muy
extensa. Norteamérica quedaba cortada en dos por un mar de aguas someras que unía el
Artico con el Atlántico, y Europa era un archipiélago más que un continente. El clima en las
latitudes altas era mucho más templado que el actual. la circulación oceánica era también
muy diferente.
Se han explorado un número de posibles mecanismos que podrían haber
forzado al clima global a fluctuar entre estados de “invernadero” y “fábrica
de 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 superficie
con cobertura de hielo permanente puede expandirse, aumentando así el
albedo planetario y forzando (radiativamente) a un enfriamiento global
(mecanismo de retroacción del albedo del hielo). En segundo lugar, el
reordenamiento de las masas continentales afecta significativamente la
circulación oceánica superficial. Puesto que la circulación oceánica está
involucrada en el transporte latitudinal de calor regulador del clima (ver
sección 1.2.5), entonces la deriva de las masas continentales pueden forzar
(no radiativamente) cambios en el clima en escalas de decenas a cientos de
millones de años.
En el Cretácico es probable que el agua profunda de los océanos se formase en áreas
tropicales. 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 más
fría, se forma en mares de latitudes altas, en donde el agua se densifica por la frialdad que
adquiere 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 resultado
de la deriva continental, sumado a los procesos orogénicos (ver sección
2.6.1) pueden haber sido las responsables del retorno al enfriamiento global
que tuvo lugar en los últimos 40 millones de años.
Corte vertical esquematico de las aguas y corrientes profundas en el Atlantico en la
actualidad. En el circuito termohalino el agua superficial se hunde en las latitudes altas. En
las cercanías del Artico se forma la masa de agua denominada NADW (North Atlantic Deep
Water) y en las cercanías de la Antártida la masa de agua, aún más densa, denominada
AABW (Antarctic Bottom Water)
La Figura 2.4 postula un escenario particular de los cambios hipotéticos de
la 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 la
deriva continental. En la sección precedente, se explicó cómo las placas
tectónicas colisionan unas con otras y son consumidas por subducción o la
erección de las montañas. En las dorsales centro oceánicas se forma nuevo
material de la placa litosférica, centros tectónicos de expansión que marcan
la frontera entre dos placas divergentes. Estas regiones del fondo del mar,
por ejemplo la dorsal central del Atlántico, liberan grandes cantidades de
energía y gases de invernadero. En épocas de aumento de la actividad
tectónica y expansión del fondo del mar, los niveles elevados de las
emisiones de los gases de invernadero pueden iniciar o aumentar el efecto
de invernadero mundial.
A medida que las placas recientemente formadas divergen, comienzan a
enfriarse lentamente y, a medida que la densidad de las rocas
desenterradas aumenta, la corteza oceánica comienza a hundirse del modo
en que se esquematiza en la Figura 2.5. Durante las épocas de aumento de
la actividad tectónica, las velocidades de expansión son más rápidas y la
corteza oceánica tiene menos tiempo de enfriarse y hundirse. La batimetría
oceánica 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 centro
oceánicas 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
33
vastas áreas continentales con mares de niveles poco profundos (epírico o
epicontinental).
Figura 2.5. Formación de las placas litosféricas
Tal situación puede tener dos consecuencias importantes. La primera es que
la circulación oceánica estará marcadamente afectada, influyendo en el
clima global como fuera ilustrado anteriormente. La segunda, los grandes
mares poco profundos, con albedos relativamente más bajos que las áreas
de tierra que ellos taparon, serían capaces de almacenar mucho más
energía, calentando consecuentemente la superficie de la Tierra.
2.6.3. Actividad volcánica
Las erupciones explosivas pueden inyectar grandes cantidades de polvo y
material gaseoso (tal como dióxido de azufre) en la atmósfera media (la
estratosfera – ver Figura 1.1, sección 1.2.2), donde el dióxido de azufre es
rápidamente convertido en aerosoles de ácido sulfúrico. Mientras que la
contaminación volcánica de la baja atmósfera es removida en término de
días por los efectos de la lluvia y la gravedad, la contaminación
estratosférica puede permanecer allí por varios años, esparciéndose
gradualmente y cubriendo buena parte del planeta.
La contaminación volcánica da por resultado una substancial reducción en la
radiación solar directa, mayormente debida a la dispersión de los aerosoles
de ácido sulfúrico los que son altamente reflectivos. La reducción es, sin
embargo, compensada por un incremento en la radiación difusa y por la
absorción de radiación terrestre saliente (el efecto de invernadero). Con
todo, existe una reducción neta de 5% a 10% en la energía recibida en la
superficie de la Tierra.
34
Claramente, las erupciones volcánicas afectan el balance de energía de la
atmósfera mientras que el polvo y los aerosoles permanecen en la
estratosfera. Estudios observacionales y basados en modelación del
probable efecto de las erupciones volcánicas recientes sugieren que una
erupción individual puede causar una enfriamiento global de hasta 0,3ºC,
durando su efecto por 1 ó 2 años. Tal enfriamiento ha sido observado en el
registro de temperatura global a posteriori de la erupción del Monte
Pinatubo, en junio de 1991. El forzante climático asociado con erupciones
individuales es, no obstante, de vida relativamente corta comparado con el
tiempo necesario para influir en el almacenamiento de calor de los océanos.
La anomalía de la temperatura debida a un evento volcánico aislado es poco
probable que persista o conduzca, a través de mecanismos de retroacción, a
cambios climáticos significativos de largo plazo.
Las grandes erupciones han sido relativamente poco frecuentes en el siglo
XX, de modo que la influencia a largo plazo ha sido leve. La posibilidad de
que grandes erupciones hayan ocurrido con mayor frecuencia durante los
tiempos históricos y pre-históricos, generando un enfriamiento de largo
plazo, no puede ser descartada. Para poder investigar esta posibilidad, se
requieren registros largos, completos y bien fechados de la actividad
volcánica en el pasado. Una de las series más tempranas y completas es la
del Índice del Velo de Polvos (IVP) de Lamb, la que incluye erupciones
desde 1500 hasta 1900. Al combinarla con series de mediciones de acidez
en 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 entre
la actividad volcánica y las temperaturas globales durante el milenio pasado.
Episodios de actividad volcánica relativamente alta (1250 al 1500 y 1550 al
1700) han ocurrido dentro del período conocido como Pequeña Edad de
Hielo, 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 gran
escala y las fluctuaciones climáticas del Holoceno (los últimos 10.000 años).
Sin embargo, mientras siga siendo limitada la información acerca de los
cambios de la temperatura y las erupciones volcánicas, ésta y otras
asociaciones sugeridas, discutidas anteriormente, deben todavía ser
consideradas como simples especulaciones.
La actividad volcánica tiene la capacidad de afectar el clima global en
escalas aún mayores. En períodos de millones, o aún decenas de millones
de años, el aumento de la actividad volcánica puede emitir enormes
volúmenes de gases de invernadero, con el potencial de generar un
calentamiento global sustancial. No obstante, los efectos globales de
enfriamiento de las emisiones de dióxido de azufre actuarían
contrarrestando el calentamiento debido al efecto de invernadero, y el
resultado de los cambios climáticos resultantes son aún inciertos. Gran
parte dependerá de la naturaleza de la actividad volcánica.
35
Proporcionalmente, las erupciones de material basáltico liberan mucho
menos 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 inmensa
cantidad de energía calórica y, consecuentemente, juegan un rol crucial en
la regulación del SCG. Con el propósito de poder explicar la sincronización
hemisférica observada de la glaciación, a pesar de períodos de forzantes
orbitales directamente opuestos en los dos hemisferios (ver sección 2.5.2),
muchos investigadores han hecho responsable a los océanos. Aunque los
cambios en la circulación oceánica podrían ser considerados como una
retroacción resultante de los forzantes orbitales, la circulación oceánica ha
sido vista, tradicionalmente, como un forzante interno.
En la actualidad, la región marítima al norte de Europa es calentada por el
calor transportado hacia el polo por la Corriente del Golfo. Cuando el agua
cálida se encuentra con aire polar frío en el Atlántico norte, el calor es
liberado hacia la atmósfera y el agua se enfría y se hunde. Esto es ayudado
por el incremento en la salinidad (y consecuente densidad) que ocurre
cuando se forma el hielo marino en las regiones árticas (ver secciones 1.3.1
y 1.3.2). El agua profunda así formada, denominada Agua Profunda del
Atlántico 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 océano
Pacífico. El Atlántico Norte es más cálido que el Pacífico Norte. El aumento
de la evaporación da lugar allí a un aumento de la salinidad con respecto al
Pacífico Norte. Se piensa que este gradiente de salinidad conduce la
circulación oceánica termohalina global. Tal circulación es esquematizada en
la Figura 2.6.
Varias teorías relativas al rol de los océanos en los procesos del cambio del
clima invocan cambios en la velocidad de producción del APAN y en otras
características de la circulación termohalina. Se ha puesto especial atención
a las transiciones climáticas entre episodios glaciales e interglaciales.
36
Figure 2.6. La circulación oceánica termohalina global
Se ha sugerido que, durante un período glacial, la formación de APAN es
mucho más reducida o, aún, totalmente inhibida. En estos momentos, las
placas de hielo árticas se extienden mucho más hacia el sur en el Atlántico
Norte, empujando la posición del frente polar hacia el sur. Las menores
temperaturas en la superficie del mar reducen la evaporación y, por ende, la
salinidad, impidiendo además el inicio de la circulación termohalina. La
ausencia concomitante de la Corriente cálida del Golfo podría dar por
resultado que el norte de Europa sea 6º a 8ºC más fría que durante los
períodos interglaciales (por ejemplo, el actual). Las causas de estos cambios
entre los esquemas glaciales e interglaciales de la circulación termohalina
debería, así, ser considerado como un forzante climático interno.
Por cierto, se ha propuesto que los cambios en la salinidad entre el Atlántico
norte y el Pacífico norte pueden ser tan grandes que podrían revertir la
circulación termohalina global. Tal teoría sobre cambios modales fue
desarrollada a fin de explicar la rápida (< 1.000 años) fluctuación climática
postglacial del evento de las “Younger-Dryas”1 ocurrido hace unos 11.000
años (ver seccion 5.3.2.1), cuando el Atlántico norte pareció enfriarse varios
grados. Los modelos parecen confirmar la existencia de, al menos, dos
estados estables de la circulación termohalina. Las transiciones rápidas
entre estos dos estados, y los correspondientes saltos entre los períodos
glaciales e interglaciales, en respuesta a los forzantes internos, podrían ser
no lineales. Sin embargo la evidencia empírica a favor de los cambios
modales son, aún, poco concluyentes.
1
La última glaciación del Pleistoceno no acabó de una forma suave, progresiva. Tampoco siguió el
mismo 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 período
de nuevo muy frío, el Younger Dryas. La palabra Dryas se deriva de la Dryas Octopelata, planta de
pálidas flores amarillas, típica de la tundra, que hizo de nuevo su aparición en las tierras meridionales de
Europa, en donde desaparecieron los árboles y fueron sustituidos otra vez por una vegetación muy pobre.
37
Se admite, de todos modos, que la suspensión del “sistema del cinturón
transmisor de calor” del Atlántico norte, por sí mismo, no sería suficiente
para iniciar los cambios globales en la temperatura y el desarrollo de las
placas de hielo. Otros mecanismos de retroacción serían necesarios, como,
por ejemplo, cambios en la concentración de los gases de efecto
invernadero y en el incremento de los aerosoles, simultáneamente con la
reducción del transporte de calor oceánico y el incremento de la alcalinidad
del océano.
De la discusión anterior sobre la circulación oceánica, se podría concluir que
este mecanismo del cambio climático podría ser realmente considerado
como no-radiativo (ver también la sección 2.6.2, Figura 2.4) puesto que lo
que está en disputa aquí es la transferencia de energía dentro de la
componente oceánica del sistema climático, solamente. Quizás, los procesos
de retroacción resultantes, identificados en el párrafo precedente, sean lo
que permiten a la mayoría de los científicos considerar este mecanismo
como radiativo.
2.6.5. Variaciones en la composición atmosférica
La cambiante composición de la atmósfera, incluyendo sus gases de
invernadero y su contenido de aerosoles, es el principal forzante interno del
cambio climático. Como hemos visto en la sección 1.2.4, el efecto
invernadero natural de la Tierra (lo que implica un incremento en el flujo de
energía descendente) juega un importante rol en la regulación del clima
global. Obviamente, los cambios en la concentración atmosférica de los
gases 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 atmósfera
pueden ocurrir como resultado tanto de factores naturales como antrópicos,
siendo estos últimos los que han recibido considerable atención en los
últimos 20 años (ver capítulo 5). La humanidad, a través de la quema de
combustibles fósiles, la deforestación y otros procesos industriales, ha
incrementado la cantidad de dióxido de carbono y otros gases de
invernadero desde el siglo XVIII.
Los cambios naturales en la concentraciones de los gases de invernadero
pueden ocurrir de numerosas formas, muy frecuentemente en respuesta a
otros forzantes primarios. En este sentido, como ocurre con los cambios en
la circulación oceánica, tales forzantes deberían ser más estrictamente
considerados como forzantes o procesos de retroacción secundarios. El rol
de la retroacción en el cambio climático global es examinado en la sección
siguiente. Los cambios en el dióxido de carbono y en el metano
atmosféricos han sido asociados con las transiciones entre los episodios
38
glaciales e interglaciales. Gran parte de la evidencia empírica sugiere que
estos cambios tienen una fase posterior al de la señal climática y, por lo
tanto, deben actuar como mecanismos de retroacción que refuerzan el
cambio climático, más que como forzantes primarios.
Los cambios en el contenido atmosférico de los aerosoles, naturales y
antropogénicos, pueden actuar como forzantes climáticos, o, más
usualmente, como forzantes secundarios. El incremento en la turbidez
atmosférica (abundancia de aerosoles) afectará el balance de energía en la
atmósfera, aumentando la dispersión de la radiación solar entrante (ver
sección 1.2.4). Se ha demostrado que la turbidez atmosférica fue más alta
durante los episodios glaciales que en los interglaciales con una consecuente
reducción en la radiación directa que llega a la superficie de la Tierra. Tal
situación 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 balance
existente entre las componentes acopladas del SCG. La cantidad de
radiación solar entrante es balanceada por la cantidad de radiación terrestre
saliente (ver sección 1.2.3), de modo que la Tierra ni continua calentándose
ni enfriándose indefinidamente. Se dice que el clima terrestre está en
equilibrio. Cuando el SCG responde a los forzantes radiativos (ver sección
2.3), este equilibrio es temporalmente perturbado y se produce una
discrepancia entre la radiación entrante y saliente. En un intento de
restablecer el equilibrio, el clima global se altera subsecuentemente ya sea
calentándose o enfriándose, dependiendo de la dirección del forzante inicial.
Si bien el SCG está en balance, dicho balance es dinámico, siempre
cambiante. El sistema esta constantemente ajustándose a perturbaciones
forzantes y, a medida que se ajusta, el clima se altera. Un cambio en
cualquier parte del sistema climático traerá consecuencias mucho mayores a
medida que el efecto inicial afecte, en forma de cascada, a las componentes
acopladas del sistema. Como el efecto es transferido desde una subcomponente del sistema a otra, será modificado en su característica o en su
escala. En algunos casos será amplificado (retroacción positiva), en otros
puede ser reducido (retroacción negativa). Es muy fácil entender el
concepto de retroacción por medio de un ejemplo, la retroacción hieloalbedo.
Consideremos una Tierra calentada como resultado del incremento del
forzante radiativo, debido, por ejemplo, a cambios en la configuración
orbital del sistema Tierra-Sol. A medida que la superficie de la Tierra se
calienta, algunos hielos de las latitudes altas empiezan a fundirse, dejando
expuestos ya sea al suelo desnudo o al océano, ambos con albedos
(reflectividad) menores que el hielo. Con un albedo menor, las superficies
39
expuestas reflejan menos radiación solar incidente y el aumento en la
absorción causa un calentamiento adicional. Nuevos aumentos de
temperatura inician nuevos derretimientos de nieve y hielo, con nuevas
exposiciones de terrenos absorbentes de energía. Se establece, así, una
reacción cíclica en cadena de causa y efecto, donde cada efecto actúa como
causa en el siguiente paso. Este fenómeno climático es denominado
retroacción hielo-albedo y es un ejemplo de retroacción positiva (ver Figura
2. 7). La respuesta al forzante climático primario actúa como un forzante
secundario en la misma dirección que la del factor forzante inicial. La
retroacción positiva incrementa la respuesta climática al forzante.
La retroacción negativa ocurre cuando la respuesta al forzante climático
primario actúa como un forzante secundario en dirección opuesta al forzante
inicial. La retroacción negativa reduce la respuesta climática al forzante. Un
ejemplo de retroacción negativa debida al incremento del forzante radiativo
sería la formación de nubes. A medida que la Tierra se calienta, el nivel de
evaporación desde los océanos (más calientes) se incrementa,
proporcionando a la atmósfera más vapor de agua, lo que conduce a mayor
formación de nubes. Con una mayor cobertura nubosa global, se refleja más
radiación incidente lo que reduce el forzante radiativo y conduce a una
reducción de la temperatura global.
Sin embargo, este simple esquema de la retroacción nubosa es complicado
por el hecho de que las nubes también atrapan la radiación infrarroja
terrestre, aumentando el efecto invernadero, actuando así como retroacción
positiva al aumento del forzante radiativo. Los modelos numéricos no han
sido capaces de determinar con cierto grado de certeza si la retroacción
positiva de las nubes pesa más que las negativas o viceversa.
40
Figura 2.7. Retroacción hielo–albedo(ice–albedo feedback). Un calentamiento
(warming) produce el derretimiento del hielo (ice melt) y como consecuencia
disminuye el albedo (lower albedo) de la superficie lo que aumenta la absorción de
radiación y el calentamiento de esta. Este proceso calentamiento gatilla (trigger) el
ciclo.
Mucho depende de la altura y tipo de nube. Se espera que las nubes de
niveles altos tengan una retroacción neta positiva, siendo el efecto de la
absorción 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 de
niveles bajos probablemente tienen un efecto neto de retroacción negativa.
Hay muchos otros efectos de retroacción que tienen el potencial para influir
sobre el clima global, en respuesta a algunos forzantes radiativos iniciales.
Estos podrían operar dentro y entre todos los componentes del sistema
climático. Cualquier mecanismo forzante que afecte la cantidad de vapor de
agua en la atmósfera iniciará un proceso de retroacción nubosa. El vapor de
agua, en sí mismo, es también un gas de invernadero y las perturbaciones
forzantes podrían iniciar una retroacción del vapor de agua. Los cambios en
la química oceánica pueden ocurrir como resultado del forzante climático
primario. Por ejemplo, el agua caliente almacena menos dióxido de carbono
disuelto, el que entonces permanece en la atmósfera, acentuando el efecto
de invernadero - una retroacción positiva. Los cambios en la circulación
dentro de los océanos también introducirían procesos de retroacción que
afectan la transferencia de calor, humedad y momento (sección 2.6.4). Los
cambios en la cobertura vegetal de la superficie, la cual tiene un marcado
efecto en el albedo de la Tierra (ver sección 1.2.3) probablemente tengan
efectos de retroacción en el clima terrestre.
2.8. Sensibilidad climática
El concepto de retroacción está relacionado con la sensibilidad del clima o
estabilidad climática. Es útil tener una medida de la intensidad de varios
procesos de retroacción los que determinan la respuesta final del SCG a
cualquier cambio en el forzante radiativo. En términos generales, un cambio
inicial en la temperatura debido a un cambio en el forzante radiativo,
Tforzantes, es modificado por la compleja combinación de los procesos de
retroacción de manera que:
Tfinal = Tforzantes + Tretroacción
(5)
Donde Tretroacción es el cambio en la temperatura resultante de la retroacción
y Tfinal es el cambio total en la temperatura entre los estados de equilibrio
41
inicial y final. El grado en el que los procesos de retroacción influyen en la
respuesta 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 un
mecanismo de retroacción está operativo, la solución de la ecuación (6) es
simple, suponiendo que ambos, f y Tforzantes son conocidos. Cuando más de
un mecanismo de retroacción está operativo, las cosas se complican. Para
dos 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 de
retroacción. Claramente, dichos factores no son aditivos ni multiplicativos.
Un mecanismo de retroacción que opera solo con un factor 2 duplicaría la
respuesta climática inicial al forzante. Si un segundo mecanismo con factor
1.5 actúa conjuntamente, la retroacción total sería incrementada por un
factor 6. Puede verse entonces, que una combinación de estos mecanismos
podría afectar dramáticamente al clima aun en respuesta a un pequeño
cambio en el forzante radiativo.
La sensibilidad del clima puede ser determinada matemáticamente de otra
forma. A partir de las observaciones satelitales, ha podido mostrarse que los
cambios en la temperatura global son aproximadamente proporcionales a
cambios en el forzante radiativo. Si suponemos una cambio instantáneo en
el clima, desde un estado de equilibrio a otro, entonces:
Q=T
(8)
donde  Q es el cambio en el forzante radiativo (expresado en términos del
flujo radiativo neto descendente en el tope de la troposfera),  T es el
cambio en la temperatura global y  es una medida de la sensibilidad
climática.
A partir de la ecuación 8, la sensibilidad del clima es expresada usualmente
en términos del cambio en la temperatura asociado con un cambio
específico en el forzante radiativo (generalmente, la duplicación del
contenido de dióxido de carbono en la atmósfera). Así, la temperatura
resultante de la duplicación del dióxido de carbono, T2x, está dada por:
42
 T2x =  Q2x / 
(9)
Donde  Q2x es 4.2 Wm-2. La magnitud (y el signo) de T2x dependerá de
la sensibilidad del clima, la que es determinada por el efecto neto de los
procesos climáticos de retroacción. A pesar del uso extensivo de los
modelos climáticos durante las últimas 2 décadas para comprender el
problema del calentamiento global contemporáneo (ver capítulo 6), éste es
el parámetro más difícil de definir numéricamente.
Como fuera explicado anteriormente, la idea de un equilibrio estático y de
una respuesta instantánea del clima representa una situación no realista.
Para tener en cuenta la naturaleza dinámica y transitoria de la respuesta del
clima 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 la
respuesta del SCG, incluyendo los procesos de retroacción; y
2) la energía almacenada en el sistema, C  T/ t, donde C es la capacidad
calorífica del sistema y t es el tiempo.
El ultimo término de la ecuación 10 simula la naturaleza dependiente del
tiempo de la respuesta del SCG. El principal contribuyente a la capacidad
calorífica del sistema es la masa oceánica planetaria. La capacidad calorífica
del agua es grande comparada con la del aire y, de este modo, permite
almacenar mucho más energía (ver sección 1.3.1). En forma adicional, la
alta capacidad calorífica significa que los océanos demoran más tiempo en
calentarse (como en enfriarse) y, en consecuencia, retardan la respuesta
térmica de la superficie a cualquier cambio en el forzante radiativo: la
respuesta transitoria siempre será menor a la respuesta de equilibrio.
La solución a la ecuación 10 conduce a la definición de la respuesta
temporal del sistema climático,  , :
=C/
43
(11)
Si la capacidad calorífica del sistema climático es grande, la respuesta
temporal es grande. Igualmente, si la sensibilidad del clima es pequeña, la
respuesta temporal es grande.  es también conocido como el coeficiente de
amortiguación radiativa. Aquí, es válida la analogía entre la respuesta del
SCG y un resorte que oscila. Si un resorte tiene un alto coeficiente de
amortiguación, cesará de oscilar inmediatamente después de que ha sido
puesto en movimiento. Similarmente, si el coeficiente de amortiguación
radiativa 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 los
forzantes puede ser lineal, cuasi-lineal o no-lineal. La no linealidad en el
cambio climático es el resultado de una compleja interacción de procesos de
retroacción. Debería apreciarse que los diferentes forzantes primarios
iniciarán diferentes procesos de retroacción. Los procesos primarios
dispararán los procesos secundarios. Algunos pueden ser positivos, otros
negativos pero, generalmente, la retroacción climática actúa en una
dirección que aumenta la respuesta climática inicial a los forzantes. Cuánto
y cuán rápidamente depende de la sensibilidad del clima global a los
forzantes radiativos.
44