Unidad 2 Las Causas del Cambio Global Introducción Forzantes no-radiativos Forzantes radiativos

Transcripción

1 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 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 (10 7 a 10 9 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 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. 18

2 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 (10 6 a 10 8 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 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 10 5 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 19

3 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 Mecanismos forzantes externos Esta sección trata algunos de los diversos forzantes externos que operan en las escalas temporales que van desde 10 años a 10 9 años 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. 20

4 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 Variaciones orbitales A mediados del siglo XIX se propuso una teoría astronómica que vinculaba a las edades de hielo del Pleistoceno (2 Millones a 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 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 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 Excentricidad 21

5 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 x 2 y 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, a 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 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 22

6 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 años. Este valor es modulado por la excentricidad quien divide la precesión en períodos: y 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 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 10 4 a 10 5 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 , y 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 23

7 en los datos observacionales está en el ciclo de 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 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). 24

8 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 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

9 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 ), 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 14 C 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 14 C en la atmósfera superior. Las propiedades magnéticas del viento solar cambian con la 26

10 variación de las manchas solares, conduciendo a variaciones en la producción de 14 C. El efecto del viento solar es tal que una alta producción de 14 C está asociada con períodos de bajo número de manchas solares. Hoy en día existen registros de 14 C relativamente largos y confiables. El análisis espectral ha revelado un número de periodicidades solares incluyendo un ciclo de 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 14 C 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 14 C están asociados con alta actividad de las manchas solares y climas más cálidos. Es ciertamente comprobable que las variaciones climáticas del Holoceno (los últimos 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 Mecanismos de forzamiento interno En esta sección se discuten algunos de los diversos forzantes internos que operan en las escalas de 1 año a 10 8 años. Ellos pueden ser tanto forzantes radiativos como no radiativos 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. 27

11 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 ). 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 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 28

12 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. 29

13 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 30

14 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) 31

15 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. 32

16 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 ), 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

17 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 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

18 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 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 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 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

19 Proporcionalmente, las erupciones de material basáltico liberan mucho menos dióxido de azufre y ceniza que las erupciones más explosivas (silícicas) La circulación oceánica En la sección 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 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

20 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 (< años) fluctuación climática postglacial del evento de las Younger-Dryas 1 ocurrido hace unos años (ver seccion ), 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

21 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 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

22 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 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

23 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

24 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 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, T forzantes, es modificado por la compleja combinación de los procesos de retroacción de manera que: T final = T forzantes + T retroacción (5) Donde T retroacción es el cambio en la temperatura resultante de la retroacción y T final es el cambio total en la temperatura entre los estados de equilibrio 41