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FACULTAD DE CIENCIAS
CURSO DE CLIMATOLOGIA
TEMA 13
VARIABILIDAD Y CAMBIO CLIMÁTICO
1. NUESTRO CAMBIANTE CLIMA
Existen muchos indicios científicos en el sentido de que los climas pasados han sido
diferentes al presente. La mejor información disponible acerca de los paleoclimas es la que
describe el ciclo glacial más reciente, él ultimo de una serie de variaciones cuasi-periódicas
que, durante los últimos 2 o 3 millones de años, han ocurrido a intervalos de
aproximadamente 100.000 años. Estas variaciones estarían relacionadas con cambios en los
parámetros orbitales de la Tierra, de acuerdo con la teoría de Milankovitch. La variación
recurrente de la excentricidad de la órbita terrestre alrededor del Sol, provoca una variación
de 0.2% de la cantidad de radiación solar interceptada por la Tierra. Esta variación tan
pequeña en el flujo de radiación solar es amplificada dentro del Sistema Climático y
provoca cambios tan profundos en las condiciones climáticas como los ocurridos durante la
transición hacia una Era Glacial Los análisis de las pequeñas burbujas de aire atrapadas en
las cubiertas de hielo y la concentración de CO2 en las mismas, son analizados y se aprecia
que la temperatura y la concentración de CO2 suben y bajan sincronizadamente. Al final
del ultimo periodo glacial, la temperatura del aire era aproximadamente unos 10°C menos,
y la concentración de CO2 unas 100 partes por millón 8ppm) menor, que los valores
existentes antes de la era industrial. Asimismo resultan notables los incrementos, tanto en la
temperatura como en el CO2, ocurridos hace 15000 y 140000 años. Se desconocen los
procesos por los cuales la biósfera terrestre o el océano hayan podido causar dicho cambio
en la concentración del CO2, pero se sabe que los climas glaciales mundiales no podrían
haber existido sin el previo debilitamiento del efecto de invernadero, causado por la
reducida presencia de CO2 en la atmósfera.
El Sistema Climático también experimenta variaciones en escalas temporales de años a
siglos. Los registros de observaciones instrumentales de temperatura indican un notable
calentamiento de la superficie terrestre durante los últimos 100 años, además de diversas
fluctuaciones climáticas de amplitudes comparables, que no constituyen una tendencia a
largo plazo y deben ser asociadas, por lo tanto, a la variabilidad natural del Sistema
Climático.
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Figura 1. Concentraciones del CO2 en la atmósfera, durante los últimos 1000 años
Se deduce de lo anterior que el problema de predecir el futuro cambio climático inducido
por el hombre no puede separarse de aquel que implica una completa comprensión de las
variaciones naturales del Sistema.
2. INCREMENTO DEL EFECTO INVERNADERO.
Algunos gases minoritarios de la atmósfera, tales como el dióxido de carbono (CO2), el
óxido nitroso (N2O), el ozono (O3) en la baja atmósfera, el metano (CH4) así como el vapor
de agua, permiten la penetración de la energía solar hasta la superficie terrestre pero
“atrapan” selectivamente, el flujo ascendente de radiación infrarroja emitido por la Tierra
(que de otro modo escaparía al espacio) y generan así, un efecto protector denominado
“efecto de invernadero”. Este efecto produce, pues, un calentamiento general de la
atmósfera baja y de la superficie terrestre. Gracias a su existencia, la temperatura media en
superficie del planeta se eleva a +15°C, esto es 33°C más que la que ésta tendría si estos
gases no estuvieran presentes en la atmósfera.
A través de su actividad, el hombre es capaz de modificar, voluntariamente o
inadvertidamente, el beneficioso efecto natural que proporcionan los gases atmosféricos
minoritarios mencionados anteriormente. Así la combustión de los carburantes fósiles, la
destrucción de las selvas tropicales y otras actividades humanas, han provocado un
incremento de la presencia de CO2 en la atmósfera del orden del 25% desde 1860 (ver
figura 1). Pero la influencia humana no se detiene allí, por cuanto algunas de las sustancias
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químicas que están siendo incorporadas a la atmósfera por la acción del hombre, no existen
naturalmente en ella sino que son de origen sintético, aparentemente inocuas para la vida,
pero con un gran poder para potenciar el efecto invernadero natural. Tal es el caso de los
clorofluorocarbonos (CFCs), sustancias manufacturadas por el hombre como propelentes en
aerosoles, agentes volátiles en las espumas plásticas, refrigerantes y solventes.
El nitrógeno y oxígeno son los componentes principales de la atmósfera en volumen. En
conjunto estos dos gases constituyen aproximadamente el 99 % de la atmósfera seca.
Ambos gases tienen asociaciones muy importantes con la vida. El nitrógeno es removido de
la atmósfera y depositado en la superficie terrestre principalmente por bacterias
especializadas fijadoras de nitrógeno, y por medio de descargas eléctricas dentro de la
precipitación. La incorporación de nitrógeno al suelo de la superficie terrestre y a los
cuerpos de agua suministra muchas de las necesidades nutricionales de las plantas en
crecimiento. El nitrógeno retorna a la atmósfera primariamente a través de la combustión de
la biomasa y por el proceso de denitrificación.
El oxígeno es intercambiado entre la atmósfera y la vida a través del proceso de fotosíntesis
y respiración. La fotosíntesis produce oxígeno cuando el dióxido de carbón y el agua son
químicamente convertidos en glucosa con la ayuda de la luz solar. La respiración es un
proceso recíproco de la fotosíntesis. En la respiración, el oxígeno es combinado con
glucosa para químicamente liberar energía para el metabolismo. Los productos de esta
reacción son agua y dióxido de carbón.
El gas variable más abundante es el vapor de agua. Varía su concentración en la atmósfera
espacialmente y temporalmente. Las concentraciones más altas de vapor de agua se
encuentran cerca del ecuador y sobre los océanos y selvas tropicales lluviosas (ver figura
2). Las áreas polares, subtropicales y desiertos continentales son lugares donde el volumen
de vapor de agua puede aproximarse al cero por ciento. El vapor de agua cumple
importantes roles sobre nuestro planeta:

Redistribuye la energía calorífica sobre la Tierra a través del intercambio de calor
latente.

La condensación de vapor de agua crea precipitación que cae a la superficie terrestre
proveyendo agua dulce para plantas y animales.

Ayuda a calentar la atmósfera terrestre a través del efecto invernadero.
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Figura 2. Distribución global del agua precipitable en la atmósfera.
El quinto gas más abundante en la atmósfera es el dióxido de carbono. El volumen de este
gas se ha incrementado un 25 % en los últimos 300 años (ver figura 1). Este incremento es
primariamente debido al efecto antropogénico de la quema de combustibles fósiles,
deforestación, y otras formas de cambios en el uso de la tierra. Algunos científicos creen
que este incremento es causado por el calentamiento global a través de un reforzamiento del
efecto invernadero. El dióxido de carbono es también intercambiado entre la atmósfera y la
vida a través de los procesos de fotosíntesis y respiración.
El metano es un gas de fuerte efecto invernadero. Desde 1750, las concentraciones de
metano en la atmósfera se han incrementado más de 140 % (ver figura 3). Las fuentes
primarias para las cantidades adicionales de metano en la atmósfera (en orden de
importancia) son: cultivo de arroz; pastoreo de animales; termitas; rellenos sanitarios;
minería de carbón; y, extracción de petróleo y gas. Las condiciones anaerobicas asociadas
con los cultivos de arroz por inundación resultan en la formación de gas metano. No
obstante, una estimación segura de cuanto metano es producido por los cultivos de arroz ha
sido dificultosa de establecer. Más del 60 % de todos los campos cultivados con arroz están
ubicados en India y China donde los datos científicos respecto a las tasas de emisión no
están disponibles. No obstante, los científicos creen que la contribución de los campos de
arroz es grande a causa de que esta práctica de producción por inundación del arroz ha sido
más que duplicada desde 1950. El pastoreo de animales libera metano al ambiente como
resultado del proceso digestivo. Algunos investigadores creen que la adición de metano
desde esta fuente se ha mas que cuadruplicado en los últimos cien años. Las termitas
también son una fuente de liberación de metano a través de un proceso similar al anterior.
Los cambios en el uso de la tierra en los trópicos, debido a la deforestación, pasturas, y
cultivos comerciales, pueden haber causado que el número de termitas se expandiera. Si
esta suposición es correcta, la contribución de estos insectos puede ser importante. El
metano es también liberado por los rellenos sanitarios de tierra, minas de carbón, y las
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perforaciones para extracción de gas y petróleo. Los rellenos sanitarios producen metano
como descomposición orgánica a lo largo del tiempo. Los depósitos de carbón, petróleo, y
gas natural liberan metano a la atmósfera cuando estos depósitos son excavados o
perforados.
Figura 3. Incremento del dióxido de carbono, metano y óxido nitroso en la atmósfera.
La concentración promedio del óxido nitroso se está incrementando a una tasa de 0.2 a 0.3
% por año (ver figura 3). Su parte del refuerzo del efecto invernadero es menor con relación
a los otros gases mencionados. No obstante, este juega un importante rol en la fertilización
artificial de los ecosistemas. En casos extremos, esta fertilización puede llevar a la muerte
de bosques, eutrofización de hábitats acuáticos, y la exclusión de especies. Algunas fuentes
para el incremento del oxido nitroso en la atmósfera incluyen: conversión en el uso de la
tierra, quema de combustibles fósiles; quema de biomasa; y la fertilización del suelo. La
mayoría del óxido nitroso adicionado a la atmósfera cada año proviene de la deforestación
y la conversión de bosque, sabana y pasturas en campos agrícolas y pasturas artificiales.
Ambos de estos procesos reducen la cantidad de nitrógeno almacenado en la vegetación y
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el suelo a través de la descomposición de materia orgánica. Él óxido nitroso es también
liberado dentro de la atmósfera cuando son quemados combustibles fósiles y la biomasa.
No obstante, la contribución combinada al incremento de este gas en la atmósfera es
menor. El uso de fertilizantes de nitrato y amonio para acelerar el crecimiento es otra fuente
de oxido nitroso. La cantidad liberada en este proceso ha sido dificultosa de cuantificar. Las
estimaciones sugieren que la contribución de esta fuente representa desde 50 % al 0.2 % de
todo el óxido nitroso adicionado a la atmósfera anualmente.
3. CALENTAMIENTO GLOBAL.
Temperatura
El aumento proyectado en la temperatura media del planeta, al nivel de superficie entre
1990 y el 2100, oscila entre + 1.4°C en el escenario más optimista, y + 5.8°C en el más
pesimista (ver figura 4). Esta tasa de aumento es entre 2 y 10 veces el observado durante el
siglo XX, y de acuerdo a estudios paleoclimáticos es muy probable que no tenga precedente
por lo menos en los últimos 10.000 años.
Precipitación
Como resultado de un ciclo hidrológico más activo, se espera que los promedios globales
anuales de precipitación y evaporación aumenten. Por otra parte, el ambiente más cálido
permitirá una mayor concentración de vapor de agua en la atmósfera, al nivel global.
Glaciares y campos de hielo
Es muy probable que los glaciares alejados de los Polos continúen retrocediendo durante el
siglo XXI. Asimismo, debido al calentamiento proyectado, existe una alta probabilidad que
las áreas cubiertas de nieve o permafrost, así como las los hielos marinos disminuyan en
extensión.
Nivel del mar
Como resultado de la expansión térmica de los océanos y de pérdida de masa de los campos
de hielos y glaciares se proyecta hasta el año 2100 un aumento del nivel medio del mar
entre + 8 cm y + 88 cm. De todos modos, existe una considerable incertidumbre acerca de
la magnitud de este cambio.
ASPECTOS REGIONALES
Es muy probable que la mayoría de las áreas continentales experimenten una tasa de
calentamiento superior a la que se proyecta al nivel global. Este efecto será particularmente
notorio en las zonas continentales de latitudes medias y altas del Hemisferio Norte
(Norteamérica y Asia) donde los modelos sugieren que el calentamiento puede exceder en
un 40% la tasa media global.
Los cambios regionales de precipitación, tanto por aumento o disminución, se estiman que
serán entre un 5% y un 20%. Específicamente la precipitación debería aumentar en las
latitudes altas de ambos hemisferios, tanto en verano como en invierno. También se
proyectan aumentos invernales en latitudes medias del Hemisferio Norte, así como sobre
Africa tropical y la Antártica, y de verano en las regiones austral y oriental de Asia. Por
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otra parte, la precipitación invernal debería disminuir en Australia, Centroamérica, y en el
sur de Africa.
Figura 4. Estimaciones del aumento de la temperatura global en este siglo
Según diferentes escenarios climáticos
4. DISMINUCIÓN DE LA CAPA DE OZONO.
La mayoría del ozono (cerca del 97 %) se encuentra concentrado en la estratósfera a una
altitud de 15 a 55 kilómetros (ver figura 6). Este ozono estratosférico provee un importante
servicio a la vida sobre la Tierra como absorbente de la dañina radiación ultravioleta. En
años recientes, los niveles del ozono estratosférico han decrecido debido a la liberación
gases CFC (clorofluorocarbonos) en la atmósfera. Desde finales de los 1970, los científicos
han advertido del desarrollo de “agujeros” en la capa de ozono sobre la Antártida. Las
medidas hechas por satélite han indicado que la zona entre 65° N a 65°S ha sufrido un
decrecimiento del 3 % en el ozono estratosférico desde 1978. El ozono esta altamente
concentrado en la superficie terrestre en y alrededor de las ciudades. La mayoría de este
ozono es creado antropogenicamente como resultado de reacciones entre gases liberados
por los escapes de automóviles, la radiación solar y la presencia de las brumas fotoquímicas
(smog). Este ozono troposférico es tóxico para los organismos que viven sobre la superficie
terrestre.
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Figura 5. Formación del ozono a través de la radiación solar.
Figura 6. Distribución vertical del contenido de ozono y temperatura
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Figura 7. Contenido medio de Ozono durante 1979 a 1992.
La aparición en la atmósfera del ozono, hace unos 2300 millones de años, a partir de la
liberación del oxígeno gaseoso por acción de las cianobacterias y de la radiación
ultravioleta, determinó una vez que se estabilizó su cantidad, la posibilidad de la evolución
de las formas de vida superiores, no compatibles con las longitudes de la radiación solar de
onda corta del rango ultravioleta.
Hasta hace unos pocos años, los estudios del ozono atmosférico (O3) tuvieron solo un
interés académico por sus importantes propiedades de absorción, tanto en la banda del
ultravioleta como del infrarrojo del espectro solar. Esta absorción evita la penetración hasta
la superficie terrestre de la radiación solar de longitud inferior a los 300 nm.
4.1) ADQUISICIÓN DE DATOS DE OZONO
Se pueden distinguir tres tipos de medidas de ozono atmosférico: Cantidad total de O3,
distribución vertical y concentración en superficie.
La mayoría de las medidas hasta el presente son las de cantidad total de O3 medidas desde
superficie. Se llama contenido de ozono total al contenido en una columna vertical
imaginaria con base de 1 cm2 que se extiende desde la superficie de la tierra hasta el tope
de la atmósfera. Se expresa en términos de presión, siendo un valor típico de 0.3 atmósfera
- centímetros. La unidad utilizada mas frecuentemente es la miliatmósfera - centímetro
también llamada Unidad Dobson (U.D.). Una unidad Dobson corresponde
aproximadamente a una concentración atmosférica media de una parte por billón en
volumen (1 ppbv). Los valores típicos van desde 230 a 500 unidades Dobson, con un valor
medio mundial de 300 unidades Dobson. Casi el 90% del ozono se encuentra concentrado
en la estratósfera.
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Hoy en día existen unas 140 estaciones terrestres de medida de ozono, complementadas con
medidas estimadas por satélite, que constituyen la columna vertebral del SMOO3 (Sistema
Mundial de Vigilancia del Ozono). Estas estaciones son operadas por unos 60 países e
involucran a cientos de científicos. Basándose en los logros científicos y en respuesta a la
preocupación pública, la Organización Meteorológica Mundial ha puesto en marcha un
programa mundial encaminado a mejorar las observaciones y aumentar nuestro
conocimiento de las complejas interacciones en las que esta implicado el ozono
atmosférico. Solamente mediante el paciente trabajo de muchos científicos podemos ahora
percibir cual es o era el estado "normal" de la capa de ozono y calcular las tendencias del
ozono desde los años 50. La prueba final de la teoría de la reducción del ozono, depende de
la detección de cambios a largo plazo en el ozono total y en su distribución vertical. Esto
requiere un continuo y completo flujo de datos fiables procedentes del SMOO3. Las
medidas realizadas con base terrestre forman el elemento más importante del sistema, tanto
por el que indican en sí mismas como por que proporcionan la verificación desde tierra de
los sistemas con base en los satélites.
Las observaciones realizadas usando el espectrofotómetro Dobson son el puntal
fundamental del SMOO3. Durante los últimos 18 años, se han comparado y calibrado
regularmente para asegurar su calidad. Una red de estaciones equipadas con instrumentos
Dobson permite una precisión de 1.5 por ciento para el cálculo de las medias anuales. Las
comparaciones de los espectrofotómetros Dobson en la red y el Espectrofotómetro trazador
de mapas de ozono total (TOMS), transportado por satélite, muestran que las
observaciones, en más de los dos tercios de las estaciones difieren en menos de 1.5 por
ciento.
4.2) TENDENCIAS DEL OZONO
Los gases CFCs resultan exclusivamente de la actividad humana, como resultado de
actividades industriales y han sido liberados a la atmósfera desde la década de los años 30.
La mayoría de los Países están reduciendo la producción y utilización de los CFCs de
acuerdo al Protocolo de Montreal de 1987. Los CFCs permanecen en la atmósfera por
varios años. Aún cuando las emisiones fueran reducidas o suprimidas se demorarían
décadas o centurias antes de volver a valores de concentraciones nulos.
Hemisferio Norte
En los últimos años los datos del SMOO3 cuidadosamente recalculados han revelado una
importante reducción en el ozono total. La tendencia negativa es más fuerte en invierno que
en el verano. En los cinturones de latitud centrados en los 35°, 45° y 55° N, las tendencias
de invierno en el hemisferio norte son del orden del -1.2, del -2.1 y del -3.0 por ciento por
decenio. Estas tendencias serían mayores si no fuera porque las concentraciones de ozono
junto al suelo han aumentado en cerca de un uno por ciento por año en los últimos
decenios.
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Hemisferio Sur
Las observaciones del ozono están muy dispersas y tienen una calidad variable en la zona
ecuatorial y en el hemisferio sur (aparte de la Antártida). Si embargo, unas cuantas
estaciones independientes que proporcionan buenos datos muestran reducciones similares a
las encontradas en latitudes medias y regiones subtropicales del norte. El análisis de 11
años (1978-1989), indica una reducción del ozono similar a la medida por las estaciones de
tierra en el hemisferio norte. Estos datos muestran que el efecto de disolución del "agujero
del ozono" primaveral en la Antártida no es mayor del cinco por ciento y está restringido a
latitudes mas meridionales que 55°S, pero también confirman una reducción del dos al tres
por ciento en el cinturón tropical.
El ozono en los polos
Durante el último decenio, se ha verificado una disminución brusca e inesperada de la
cantidad de ozono existente sobre la Antártida durante la primavera del hemisferio sur. El
lanzamiento de ozonosondas desde varias estaciones indico que la disminución ocurría a
niveles entre los 12 y 24 km de altura y posiblemente alcanzó hasta el 95%, en algunos días
de octubre y noviembre (ver figura 8). El peso de la evidencia científica señala a los
compuestos de cloro y bromo generados por el hombre como responsables de esta
disminución del ozono. Muchas de las características de la disminución y recuperación del
ozono en la primavera antártica están influidas decisivamente por las condiciones
meteorológicas.
Fig.8 Estado del “agujero” del ozono en el evento del 20 de noviembre de 1996.
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Dentro del territorio uruguayo se ubicó una estación de superficie equipada con un
espectrofotómetro del tipo Dobson para la medida del contenido de ozono en la columna, y
de un sensor especial para la medida de la radiación solar ultravioleta de la banda B. Esta
Estación esta ubicada en las afueras de la ciudad de Salto (31° Sur) y funciona desde mayo
de 1996.
5. TENDENCIAS DE LA RADIACIÓN SOLAR ULTRAVIOLETA
La mayor consecuencia de la disminución del ozono estratosférico es el incremento de los
niveles ambientales de la radiación ultravioleta al nivel de la superficie terrestre. El ozono
es selectivo en su capacidad de absorción, absorbe el 100% por debajo de 290 nm, el 90%
por debajo de 304 nm., el 50% por debajo de 314 nm. y 1% por debajo de 339 nm. Por lo
tanto el ozono previene la exposición a la radiación ultravioleta de la banda C UV-C (100280 nm), la mayoría de la UV-B (280-315 nm.), mucho menos de la mitad de la banda corta
de la UV-A (315-340 nm.), muy poco de la banda larga de la UV-A (340-400 nm) y no
absorbe longitudes visibles. Las estimaciones respecto al incremento en superficie de la
radiación ultravioleta con modelos de transferencia radiativa basados en la disminución del
ozono estratosférico sugieren sucederá principalmente sobre latitudes templadas de ambos
hemisferios.
Existen buenas medidas de radiación ultravioleta en periodos cortos, pero hay muy pocas
series de datos extensas. Por otra parte la alta variabilidad de la radiación ultravioleta
debida a la cobertura nubosa (10-20%) y la variación del ozono (20%) es muy grande
comparada con el incremento esperado del 10 al 15% de la radiación ultravioleta en
superficie.
Sin embargo los cambios del comportamiento humano seguramente han tenido un mayor
efecto sobre la exposición humana a la radiación ultravioleta que el posible cambio debido
al adelgazamiento de la capa de ozono.
Estamos seguros que la capa de ozono está sufriendo un proceso de adelgazamiento, y
suponemos que los niveles de radiación solar ultravioleta en superficie se están
incrementando. Pero tenemos aún muchas dudas respecto al efecto de este aumento sobre la
salud humana y sobre los ecosistemas terrestres y marinos. También existe evidencia que la
supresión de las emisiones de gases fluorocarbonados en el futuro inmediato no provocará
una restitución inmediata de los niveles de ozono en la atmósfera. Por lo tanto los niveles
de ultravioleta deberían seguir incrementándose en el futuro, lo que obligaría a un cambio
en el comportamiento de los seres humanos en su exposición a los rayos solares.
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