CAPITULO NUEVE VARIABILIDAD CLIMATICA Y CAMBIO GLOBAL DEL CLIMA

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1 CAPITULO NUEVE VARIABILIDAD CLIMATICA Y CAMBIO GLOBAL DEL CLIMA Contenido 9.1 Introducción 9.2 Variabilidad climática El Niño - Oscilación del Sur Teleconecciones ENOS Variaciones Interdecadales de ENOS 9.3 Cambio Global del Clima Causas de la Variación del Clima Variación en la Concentración de los Gases de Invernadero Generación y Destrucción de Ozono en la Estratosfera 9.4 Fenómenos Oceánicos y Atmosféricos Asociados al Cambio del Clima 9.5 Resumen Variación Interdecadal de la Circulación Termohalina de los Océanos Aumento del Nivel Medio del Mar Cobertura de las Nubes 181

2 9.1 INTRODUCCION Predecir o pronosticar el estado del tiempo (de uno o varios días) o el clima (de una a otra estación) o el cambio del clima (de una o varias décadas), se ha convertido en una parte esencial de nuestras vidas y, mas aún, de la eficiencia de nuestras actividades socioeconómicas, e incluso como prevención de desastres naturales y muertes. De un día a otro, la gente necesita saber que tipo de ropa deberá usar, si se podrá viajar por las carreteras, si los puertos de mar y aire estarán sin contratiempos, o si pueden planear una carne asada o una piñata; para celebrar el cumpleaños en el jardín. De una estación a otra, los agricultores necesitan saber si podrán aprovechar un invierno lluvioso y templado, para sembrar hortalizas, o por el contrario, si tendrán que sufrir una sequía y heladas, que en el mejor de los casos podrían aprovechar para fortalecer sus equipos de trabajo, y mantener al mínimo el uso del agua. Los comerciantes necesitan saber si hará frío para lanzar al mercado ropas de lana, o si será un invierno cálido, para mejor producir y vender ropas más ligeras. El pronóstico de varias décadas o la predicción de la tendencia que tendrá el cambio del clima, aunque no lo veamos tan cerca, es sin lugar a dudas, el más importante de todos los pronósticos. Es relativamente fácil soportar que una fiesta de cumpleaños se posponga, o que una comunidad sufra inundaciones, sequías o heladas, durante uno o un par de años, pero difícilmente (si no imposible) una comunidad, particularmente rural, podría soportar que sus reservas permanentes de agua o el clima, variara negativamente por varias decenas de años. La historia está plagada de ejemplos en los que civilizaciones enteras sucumbieron, por desastres hidrológicos o sequías prolongadas, siempre asociadas a cambios climáticos, ya sea naturales o causados por el hombre. El clima terrestre ha cambiado muchas veces, durante los últimos 4,600 millones de años, desde que la tierra se formó. Se cree que los cambios, del orden de millones de años, se pueden asociar a procesos naturales en la estructura interna de la tierra, tales como la deriva continental; otros de varios miles de años, se asocian a fluctuaciones en el ángulo de inclinación terrestre o a variaciones en la órbita terrestre alrededor del sol; otros, de períodos de tiempo más cortos, se relacionan con fluctuaciones en el balance radiativo o a procesos internos en los océanos, los hielos o la atmósfera. Hasta tiempos recientes, la humanidad se consideraba solo una parte mas o menos pasiva del sistema climático global; sin embargo, en los últimos años, esta situación ha cambiado radicalmente, pues se ha reconocido que la actividad antropogénica está afectando considerablemente el medio ambiente, contaminándolo y trastornando el balance radiativo terrestre con la emisión de gases, como el bióxido de carbono, el metano o los clorofluorocarbonos. A nuestro planeta le ha tomado millones de años evolucionar, hasta llegar a tener las características que posee hoy, es probable que a estas generaciones les tome solo unas cuantas décadas destruir el delicado balance climático terrestre y con ello se ponga en peligro la sobrevivencia de la especie humana. 9.2 VARIABILIDAD CLIMATICA El clima se puede definir simplemente como el promedio estadístico de las variables físicas del sistema terrestre (temperatura, radiación solar, humedad, presión, precipitación, etc.) en una región o localidad particular. Usualmente se considera que 30 años de datos es un período suficiente para definir el clima de una región, en el que las variables físicas siguen patrones bien definidos año con año. Por otro lado, se dice que se tiene una variabilidad climática cuando los patrones anuales del comportamiento físico se alejan del valor climatológico esperado; es decir, se tiene una variabilidad interanual de las variables. En general, el comportamiento de las variables atmosféricas, oceánicas y de la superficie terrestre es diferente año con año; sin embargo, solo cuando se observan valores extremos, que se alejan mucho del valor climatológico esperado, es cuando la variabilidad climática es importante. Hoy en día se ha podido identificar al evento de El Niño Oscilación del Sur como un fenómeno de escala planetaria que se cree es la causa principal de la variabilidad climática observada en distintas regiones del mundo El Niño - Oscilación del Sur En forma muy general, El Niño es el nombre que se da al fenómeno que se presenta cuando la temperatura superficial del mar sobre la región del océano Pacífico ecuatorial del este registra valores muy por arriba del valor climatológico. Este fenómeno oceánico está acoplado al fenómeno atmosférico conocido como la Oscilación del Sur, el cuál consiste en una inversión del gradiente de presión atmosférica 182

3 superficial entre la región oriental y la occidental del océano Pacífico del sur y que puede dar como consecuencia una inversión en la circulación de los vientos sobre la superficie del océano Pacífico tropical. El acoplamiento entre estos dos fenómenos, definido como El Niño - Oscilación del Sur, ENOS, es de grandes consecuencias climáticas en gran parte del mundo. En la Fig. 9.1 se muestra el comportamiento invernal (nov - abril) de los dos principales índices del evento ENOS: la Temperatura Superficial del Mar, TSM, en el Pacífico ecuatorial y el Indice de la Oscilación del Sur, IOS. Estos dos índices tienen un coeficiente de correlación del orden de ( es decir, uno varía inversamente proporcional al otro). El fenómeno ENOS puede ocurrir cada 2 a 7 años; los primeros síntomas se observan en el océano Pacífico tropical, causando considerables perturbaciones de escala planetaria en el patrón climático mundial. Fig.9.1 Series de tiempo de los promedios anuales de: El índice de la Oscilación del Sur (IOS) y el Indice de la Temperatura Superficial del Mar (TSM), para el período de 1950 a En forma esquemática, el evento ENOS se caracteriza por un calentamiento excesivo de las aguas superficiales y subsuperficiales del océano Pacífico ecuatorial, el cual transfiere una cantidad considerable de energía, en forma de calor y humedad, a la atmósfera tropical. Conforme el evento ENOS evoluciona, la temperatura del Pacífico ecuatorial aumenta; esto coincide con la disminución del gradiente de presión superficial y el debilitamiento de los vientos alisios dando lugar a la propagación de ondas oceánicas conocidas como ondas de Kelvin desde Asia hacia América, a lo largo del ecuador. Estos dos factores favorecen la formación de una intensa actividad convectiva de la atmósfera con sistemas de nubes cumulus y tormentas tropicales muy intensas. En condiciones normales (Fig.9.2) los vientos alisios tienen una dirección este - oeste, que favorecen el acumulamiento de agua cálida en el Pacífico ecuatorial occidental, contribuyendo a que el nivel del mar en Indonesia se eleve unos 50 cm por arriba del nivel medio, mientras que en Ecuador (Sudamérica) está unos 15 cm por abajo del nivel medio. La TSM está cerca de 8 C más alta en el oeste, mientras que temperaturas bajas se observan en el Pacífico oriental, debido a las intensas surgencias de aguas frías subsuperficiales, con altas concentraciones de nutrientes y productividad primaria, haciendo esta región muy rica en pesquerías. Por otro lado, la región occidental recibe considerables lluvias, mientras que el Pacífico oriental es muy árido 183

4 Fig.9.2 Condiciones normales del océano y la atmósfera en la región ecuatorial del Pacífico. Durante condiciones ENOS (Fig.9.3) los vientos alisios se relajan o incluso se pueden invertir, permitiendo un hundimiento de la termoclina en el Pacífico oriental y una elevación de la termoclina en el occidente. Este proceso reduce drásticamente las surgencias marinas y el aporte de nutrientes a la superficie, con el consecuente colapso en las pesquerías en la región sudamericana. Por otro lado, los conglomerados de nubes (o celda de convección atmosférica) se desplazan hacia la vertiente del Pacífico sudamericano, favoreciendo considerables lluvias que son intensificadas por el forzamiento orográfico de la cordillera de los Andes propiciando desastrosas inundaciones en la región de Ecuador, Perú y Chile. Fig.9.3 Condiciones El Niño Oscilación del Sur del océano y la atmósfera en la región ecuatorial del Pacífico. El océano tropical del este es generalmente un área de surgencias por lo que anteriormente se creía que el fenómeno El Niño ocurría cuando se debilitaban los vientos locales sobre las costas de Perú, reduciendo el afloramiento de masas de agua frías subsuperficiales a lo largo de la corriente de Perú y consecuentemente aumentando la Temperatura Superficial del Mar, TSM. Hoy en día se sabe que este 184

5 fenómeno oceánico es más complejo y que en realidad es un evento de escala planetaria que está directamente asociado a la variación de las celdas de circulación atmosférica en dirección meridional (Celda Hadley) y zonal (Celda Walker) sobre las regiones tropical y ecuatorial, respectivamente. Como se ha visto en el capítulo 8, la celda de circulación Hadley tiene su origen a partir de la combinación entre las fuerzas del gradiente de presión (i.e. gradiente latitudinal de calentamiento radiativo) y la fuerza resultante de la rotación terrestre. La celda Walker es una circulación atmosférica zonal que se presenta en las regiones ecuatoriales y que debe su formación a los gradientes zonales de TSM en combinación con la rotación terrestre (Fig.9.4a). En general el lado Oeste de los océanos tropicales es de mayor TSM, por lo que la circulación atmosférica en la superficie es en dirección Este-Oeste, mientras que la circulación superior tiende a ser Oeste-Este, como se discutió en el capítulo 4. Fig.9.4 Esquema de la circulación Walker en la región atmosférica a lo largo del ecuador: (a) condiciones normales, (b) condiciones El Niño Oscilación del Sur. Cuando estos patrones de circulación zonal (sobre el Pacífico) presentan condiciones contrarias a las normales (Fig.9.4b), entonces se dice que se tiene un evento de Oscilación del Sur. Cuando los vientos del Este se debilitan por debajo de un cierto valor critico (ó soplan en dirección contraria) las surgencias oceánicas cesan y la TSM aumenta. Simultáneamente el potencial dinámico del agua que se había acumulado en la región Oeste del Pacífico ecuatorial, por arriba del nivel medio del mar, excita una onda de Kelvin. Esta onda de Kelvin se propaga hacia el Este produciendo semanas después un aumento del nivel medio del mar en las regiones del Pacifico Oriental. La TSM más alta refuerza la convección en la región ecuatorial fortaleciendo la celda de Hadley. Esto a su vez refuerza los vientos del Este y el ciclo se repite una 185

6 vez más. Con base en esto se puede decir que el fenómeno de ENOS es cíclico; sin embargo no es periódico ya que la atmósfera y el océano responden de forma diferente a los cambios de una y otro. La atmósfera responde rápidamente a cambios de TSM, mientras que la respuesta del océano a la intensidad del viento es más lenta Teleconecciones ENOS Se dice que se tiene un episodio cálido y húmedo de El Niño Oscilación del Sur, ENOS, cuando se registran temperaturas muy altas en la superficie del océano Pacífico ecuatorial, desde la región al nordeste de Australia hasta las costas de Perú y Chile, y cuando los vientos alisios en el Pacífico se debilitan o invierten su dirección, para soplar del oeste al este, favoreciendo un transporte de calor y humedad de la región del Pacífico central hacia la vertiente occidental de América (Fig.9.5a). Por el contrario, se dice que se tiene un episodio frío y seco del evento ENOS cuando la TSM en el Pacífico oriental está muy por abajo del valor normal y cuando los vientos alisios provenientes del este soplan con gran fuerza, generando intensas surgencias frente a las costas de Perú y Chile (Fig.9.5b). Estas anomalías en la generación y movimiento de los fenómenos oceánico - atmosféricos da como consecuencia grandes fluctuaciones en el ciclo hidrológico, con intensas precipitaciones en algunas regiones o dramáticas sequías en otras. Fig.9.5 Esquema representando las características extremas que se presentan en el ciclo hidrológico durante (a) el invierno boreal y (b) el verano boreal de un episodio cálido - húmedo del evento ENOS. Se muestran las regiones que sufren el mayor impacto en las condiciones de lluvia y temperatura alrededor del mundo. 186

7 En la Fig.9.5 se presenta un esquema con las principales teleconecciones asociadas a un episodio cálido - húmedo del evento ENOS. Las principales teleconecciones con extremos climáticos alrededor del mundo se tienen en la región de Australia e Indonesia, al igual que el nordeste de Brasil, donde se reduce drásticamente la precipitación, sufriéndose dramáticas sequías; en contraposición, la región de Perú y Chile recibe abundantes lluvias, registrándose desastrosas inundaciones. También se presentan teleconecciones en otras regiones del mundo, de menor extensión territorial e intensidad, aunque no menos importantes y desastrosas. El evento ENOS (usualmente después de las inundaciones) se ha asociado con epidemias de cólera en Bangladesh, tifoidea y hepatitis en Sudamérica, malaria en Pakistán, malaria y dengue en Costa Rica, Brasil y Sri Lanka. Las variaciones interanuales de la TSM en el Pacífico ecuatorial han sido asociadas a intensas, y en muchos casos dramáticas, anomalías del clima en distintas partes del mundo. Cuando se presentan estas condiciones extremas, los patrones de circulación atmosférica alrededor del mundo son fuertemente afectados. Por ejemplo, durante un episodio cálido-húmedo se pueden presentar las siguientes anomalías en el sistema océano atmósfera: 1) la Corriente de chorro (vientos de gran intensidad localizados aproximadamente entre los 8 y 12 km. de altitud, en forma ondulada alrededor del mundo, ver Cap.8) se intensifica y aumenta su amplitud, favoreciendo una mayor generación de tormentas extra-tropicales en el Pacífico del norte, permitiendo que estas se puedan desplazar más al sur de sus trayectorias normales y afectando las latitudes subtropicales; 2) la Zona Intertropical de Convergencia, ZIC, incrementa el tamaño de sus conglomerados de nubes y se desplaza más al norte, favoreciendo que un mayor número de lenguas de humedad se desprendan del Pacífico ecuatorial y se muevan hacia latitudes subtropicales y medias del continente americano; 3) las regiones tropicales del Atlántico, Pacífico occidental e Indico al ser relativamente más frías inhiben la formación de ciclones tropicales; 4) el Pacífico oriental, al ser más cálido permite una mayor intensidad de las tormentas tropicales y huracanes; 5) los vientos alisios superficiales disminuyen o incluso pueden adquirir una componente del oeste al este; 6) se reducen drásticamente las surgencias de agua subsuperficial en las costas de Perú y Chile, disminuyendo el aporte de nutrientes a la superficie, aumentando la temperatura superficial del mar y colapsándose las pesquerías de las principales especies marinas de interés socioeconómico de esa región sudamericana. El impacto del evento ENOS en México es menos intenso, que en las regiones tropicales, pero tambien de grandes consecuencias socioeconómicas como en el resto del mundo. Durante el invierno, la vertiente noroeste experimenta abundantes precipitaciones con temperaturas relativamente altas, ocasionadas por la intrusión de lenguas de humedad provenientes del Pacífico central. Cuando estas lenguas de humedad interaccionan con frentes de latitudes extra-tropicales, se pueden experimentar desastrosas inundaciones en algunas partes del oeste mexicano Variaciones Interdecadales del ENOS Hasta el momento no existe una idea clara y completa para explicar los mecanismos que originan un evento ENOS. Durante los últimos años se han propuesto y estudiado muchos procesos relevantes al ENOS, identificándose algunas relaciones entre la atmósfera y el océano, en todas las escalas, que podrían estar asociadas a la génesis del ENOS. Quizás el principal problema que se tiene para poder identificar con certeza los mecanismos responsables es que el fenómeno ENOS es siempre diferente cada vez que se presenta, mas aún, durante las últimas 2 décadas (desde fines de 1970) parece ser que se han hecho mucho más frecuentes e intensos los episodios cálidos que los fríos, asociados a una clara tendencia positiva en la TSM y a una tendencia negativa en el IOS (Fig.9.6). Como se verá en las siguientes secciones, son quizás los cambios naturales o la influencia antropogénica los principales moduladores del evento ENOS en la escala de varias décadas. 187

8 Fig.9.6 Tendencia de los Indices de la Temperatura Superficial del Mar (El Niño) y de la diferencia de presión atmosférica superficial entre Tahiti y Darwin (Oscilación del Sur). El pronóstico del evento ENOS se hace con modelos de interacción océano - atmósfera acoplados. Primeramente se inicia un modelo oceánico con un campo de datos de viento; posteriormente, se alimenta un modelo atmosférico con los datos de temperatura superficial, producidos por el modelo oceánico; en ese momento, se acoplan ambos modelos, satisfaciendo todas las condiciones de frontera. Con estos nuevos modelos acoplados, alimentados por datos reales y en tiempo real, se generan pronósticos mucho más confiables de la presencia o ausencia del evento ENOS. Los modelos computacionales de la actualidad, permiten hacer un pronóstico de la presencia y desarrollo del evento El Niño - Oscilación del Sur, con bastante certidumbre, con un año de antelación. Ciertos aspectos de el evento ENOS, tales como las anomalías de la temperatura superficial del mar en el Pacífico ecuatorial y algunos patrones de precipitación en distintas regiones del mundo pueden ser ahora pronosticados con cierta confianza. 9.3 CAMBIO GLOBAL DEL CLIMA El cambio global del clima se refiere a cambios sistemáticos de la temperatura, la precipitación y otros elementos del clima durante los últimos o los próximos 100 o 200 años. Por variación climática se entiende específicamente al cambio del clima medio cada 30 años. Cambios de menor período se conocen como fluctuaciones climáticas o variabilidad climática. Los cambios de mayor período (de miles de años), se conocen como cambios seculares del clima. Los efectos de estos cambios climáticos, de cualquier escala, son muchos y siempre de importancia socioeconómica. En ellos se incluyen las variaciones en el tamaño y movimiento de los glaciares, la extensión y profundidad de los hielos polares, el nivel medio del mar, la migración de la vegetación y las especies marinas y terrestres, los cambios en el ciclo hidrológico, los cambios en los límites de los desiertos y regiones semiáridas, etc. Los científicos han discutido ampliamente sobre las causas de las glaciaciones, desde que estas fueron descubiertas por Louis Agassiz en el siglo XIX. Posteriormente, en 1930, el astrónomo yugoslavo Milutin Milankovitch ( ) formuló una teoría matemática - astronómica del clima, la cual propone que las variaciones en algunos parámetros de la órbita terrestre tienen un fuerte impacto en el clima terrestre, al cambiar la distribución latitudinal y estacional de la insolación. El más importante de estos parámetros es el ciclo de la excentricidad (93,408 años) de la órbita terrestre alrededor del sol; es decir, de la forma elíptica del movimiento de traslación terrestre alrededor del sol. Este ciclo afecta la velocidad de giro en el sistema tierra-luna, el cual aumenta cuando estos se encuentran cerca del sol, mientras mas lento es el giro, mayor será el campo magnético de la tierra, el cual a su vez protege a la tierra de las partículas de alta energía y posiblemente favoreciendo un enfriamiento del clima. El segundo parámetro es el ciclo en el ángulo de inclinación terrestre (41,000 años); es decir, del ángulo que forma el eje polar terrestre con el plano eclíptico, descrito por la órbita terrestre alrededor del sol, el cual varia de 22 a 25. Se cree que este ciclo controla un 25% de las diferencias de temperatura entre los períodos glaciales e interglaciales. El tercer parámetro es el ciclo de la precesión de los equinoccios (25,920 años); es decir, el movimiento retrógrado de los puntos equinocciales, o de intersección del ecuador con la eclíptica, en virtud de la cual se anticipan un poco de año en año las épocas de los equinoccios, o el principio de las estaciones. En el presente, el eje terrestre está en dirección a la estrella polar y el hemisferio norte está más cercano al sol durante el invierno, lo que resulta en verano e inviernos templados. por el contrario, hace unos 11,000 años (1/2 ciclo de precesión) se tenía otra dirección del eje terrestre, ocasionando inviernos más fríos y veranos más cálidos. 188

9 Estos tres valores son conocidos como los parámetros orbitales, y las variaciones de ellos determinan cambios en la insolación, por lo que también cambia el clima terrestre. Se cree que la influencia gravitacional de los planetas masivos, como Júpiter y Saturno, son los principales causantes en la variación de estos parámetros orbitales. Los cambios climáticos pueden ser clasificados de acuerdo a la longitud de sus ciclos (ver Tabla 9.1): Tabla 9.1. Escalas de los ciclos climáticos Banda Tectónica Banda de Milankovitch Banda de Milenios Banda Decadal Banda Interanual Banda Anual > 400,000 años 10,000 a 400,000 años 400 a 10,000 años 10 a 400 años 2.5 a 10 años 0.5 a 2.5 años Los cambios en la Banda Tectónica se atribuyen a la deriva de los continentes, el nacimiento de montañas, etc. Este campo de investigación se conoce como Tectoclimatología. Los cambios en la banda de Milankovitch se deben a los cambios en los parámetros orbitales. Los cambios en la Banda de Milenios se pueden atribuir a etapas de intensa actividad volcánica y a la contracción de los glaciares. Los cambios en la Banda Decadal se pueden atribuir a los distintos procesos de almacenamiento y transporte de calor en los océanos. Finalmente, los cambios en las Bandas Interanual y anual se pueden asociar a los procesos de interacción entre el océano y la atmósfera y a las pequeñas fluctuaciones de la insolación, tales como las manchas solares, aunque aún no se ha podido encontrar una relación concluyente entre ellas y el clima. Durante el último milenio, el clima mundial ha fluctuado significativamente, modificando completamente la forma de vida de las sociedades; por ejemplo, en el período de 1,000 a 1,200 d.c. se observó un calentamiento en el hemisferio norte (con un incremento en la temperatura del orden de 2 a 3 C), en países como Noruega y Groenlandia, los pobladores sembraban cereales y criaban ganado. En el suroeste de Estados Unidos (y probablemente en el noroeste de México), se registró una mayor cantidad de precipitación; se cree que el aire cálido y húmedo, del Golfo de México, pudo penetrar más fácilmente hacia el oeste de América, pues las celdas de circulación de la atmósfera tropical, estaban más extendidas hacia el norte. Este también fue un período en el que la cultura mexicana se extendió hacia el norte, posiblemente facilitado por un clima más tropical lluvioso y menos árido. El nivel medio del mar se estima en cerca de 0.5 m por arriba del actual. De 1200 a 1450, se inicia el descenso de la temperatura, disminuyendo el nivel medio del mar por cerca de m, detectándose condiciones relativamente secas y frías en el suroeste de Estados Unidos (y posiblemente en el noroeste de México). Posteriormente, vino una pequeña era glacial, entre los años de 1450 a 1800, durante la cual algunos ríos del norte de Europa se congelaron, haciendo muy difícil la vida y la economía de esos países, además de que ocurrieron importantes cambios en el desarrollo de los países europeos y americanos. En escala planetaria, los cambios climáticos pueden ser descritos con relativa confianza, a partir de mediados del siglo XIX; desde entonces hasta la década de 1880, la temperatura global era menor que ahora, la precipitación más abundante en muchas regiones y la circulación atmosférica fue aparentemente más vigorosa. Del período de 1860 a 1940 (80 años), la temperatura global aumento cerca de 0.3 C, manteniéndose estable entre 1940 y 1970, para después incrementarse rápidamente de 1970 a fines del siglo XX (30 años), como se observa en la Fig

10 Fig.9.7 Tendencia de la temperatura global (aire y superficie del océano). De 1860 a 1940 (80 años) la temperatura aumentó cerca de 0.3 C; de 1970 a 1990 (20 años) la temperatura aumentó también cerca de 0.3 C. Tratar de encontrar una respuesta para los posibles cambios climáticos no es nada fácil, ya que involucra dos partes principales, la primera de ellas consiste en monitorear todas las variables importantes para lograr detectar la forma en la que están cambiando y la segunda, consiste en la construcción de un sofisticado modelo climático, para determinar con él, cuales son los procesos más importantes. La principal variable a monitorear es la temperatura superficial del aire. Esta ha sido medida a lo largo de los últimos 150 años de una manera más o menos continua, sin embargo, estos datos son muy diversos en calidad y cobertura. Algunos científicos creen que el cambio climático, efectuado en el transcurso de las últimas dos décadas, puede asociarse al efecto contaminante del uso de distintos productos químicos, tales como los hidrocarburos, los clorofluorocarbonos y otros gases que están alterando el efecto de invernadero en la tierra. Otros científicos, piensan que los procesos naturales del cambio climático, como son las variaciones en la circulación de los océanos y la atmósfera, están siendo acelerados por la gran contaminación y erosión de nuestro medio ambiente, causadas por la ambición desmedida del hombre moderno. Es muy complicado hablar de cual sería el incremento en la temperatura si la concentración de los gases de invernadero se duplicará, ya que un cambio de esta magnitud, modificaría otros parámetros climáticos, los cuales a su vez tendrían incidencia en la temperatura. Estos fenómenos de retroalimentación están acoplados entre sí y dependen de procesos físicos muy complejos, por la tanto representan las mayores dificultades para dicha modelación. Uno de los principales problemas que hay, hoy en día, con los modelos climáticos que se elaboran es el hecho de que los océanos no están completamente incluidos en ellos, ya que distintos factores como el transporte de calor oceánico, los cambios estacionales en la temperatura, la profundidad de la capa de mezcla, etc. son considerados como constantes, lo que causa una gran incertidumbre. Esto se debe principalmente a dos aspectos, el primero es que la circulación oceánica es mucho menos conocida que la atmósfera y la segunda es que todavía no existen métodos computacionales con la suficiente capacidad para incluir todos los datos y procesos necesarios para considerar al océano y la atmósfera como un sistema acoplado. Muchas regiones geográficas no han seguido estos patrones globales; por ejemplo, durante el período de calentamiento de 1900 a 1940, Canadá, el sur de Eurasia y parte del hemisferio sur registraron una tendencia negativa en la temperatura. Por otra parte, durante el período de temperatura constante, de 1940 a 1970, los Estados Unidos, parte de Canadá, el este de Europa y la costa del Pacífico de Asia, registraron un calentamiento neto. Como consecuencia, no se puede aplicar directamente el promedio espacial estadístico global, para estudiar el cambio climático en las regiones particulares Causas de la Variación del Clima 190

11 Las causas de las variaciones climáticas, de 1 a 100 años, aún no son totalmente identificadas y comprendidas; sin embargo, en términos generales estas incluyen las siguientes: a) Interacción Mar-Aire.- Como se sabe, los océanos se caracterizan por tener una gran capacidad de almacenamiento de calor, así como por procesos de mezcla relativamente lentos, lo que permite que la atmósfera pueda ser alimentada de energía durante tiempos relativamente largos. Las interacciones maraire, tanto dinámicas como termodinámicas, pueden ser muy importantes causas de variación climática en escalas del orden de varios años, decenios o incluso siglos y milenios. En particular, el fenómeno de El Niño - Oscilación del Sur, ha cobrado, durante los últimos años, una gran importancia en la fluctuación del clima, en escalas de 2 a 7 años. A mayores escalas, del orden de varias décadas, es la circulación termohalina de los océanos la que parece ser la principal causa de la fluctuación del clima. b) Actividad Volcánica.- En tiempos modernos, las erupciones volcánicas, han ocurrido frecuentemente cada siglo como por ejemplo la de Krakatoa en 1883, la que se dice arrojó inmensas cantidades de polvos hasta la estratosfera. Después de una erupción parte de los polvos se dispersan alrededor del mundo y pueden permanecer suspendidos en la atmósfera durante 2 ó 3 años. Se cree que este polvo suspendido afecta mas la entrada de la radiación solar, que la radiación terrestre de salida, por lo que se ha estimado que puede disminuir la temperatura global en una fracción de grado en unos cuantos años. Algunos investigadores han asociado este polvo volcánico a la formación de nubes cirros, aumentando el albedo terrestre y el efecto de enfriamiento. Por ejemplo, el calentamiento global observado entre 1920 y 1930 se ha asociado en parte a la ausencia de erupciones volcánicas violentas es ese período, mientras que la relativa estabilidad de la temperatura, se asocia a varias erupciones volcánicas de importancia. c) Cambios en la Radiación Solar.- Hasta hace unas cuantas décadas, se creía que las variaciones en la radiación solar (ultravioleta y visible), asociadas a las manchas solares, tenían muy poco efecto en el clima terrestre. A partir de las observaciones satelitales y de cohetes de altura, se ha podido detectar que tanto la atmósfera superior como la ozonosfera, reaccionan a la actividad solar. Hoy en día, se desarrollan varios proyectos para investigar los efectos en la troposfera y la superficie terrestre de las variaciones en el campo de radiación solar. Algunos resultados científicos recientes han sugerido que la luminosidad solar varia en escalas temporales del orden de 50 a 100 años, y que estas variaciones en radiación solar pueden ser responsables de una buena parte del cambio de la temperatura en escala global. Otros estudios sugieren que las variaciones del ciclo solar de 11 años coincide con variaciones en la luminosidad solar. Si el ciclo solar controla el clima terrestre, entonces el cambio en la luminosidad solar deberá preceder los cambios en la temperatura del sistema climático terrestre y se podría calcular el desfase temporal de este efecto retardado. d) Cambios en la Composición Atmosférica.- Algunos de los principales gases, como son el vapor de agua, el bióxido de carbono y el ozono, están directamente relacionados con las causas de un cambio climático. El vapor de agua varía continuamente, como resultado de los cambios en la circulación de la atmósfera y de los océanos, como procesos naturales; por lo que el cambio de este elemento no se puede considerar como una causa primaria en el cambio del clima, sino mas bien como una consecuencia. Por su parte, el contenido de bióxido de carbono en la atmósfera, ha estado aumentando continuamente, como resultado de la combustión de los hidrocarburos, desde principios del siglo XX. Se cree que el efecto neto del aumento de este elemento en la atmósfera, está asociado al calentamiento global desde Se cree que el calentamiento continuará incrementándose a medida que continúe el consumo de los hidrocarburos. Los cambios en la concentración del ozono en la estratosfera, causados por productos químicos industriales, tales como los clorofluorocarbonos, pueden ser muy importantes en la mayor entrada de radiación ultravioleta al sistema terrestre. Ya se han presentado los conceptos básicos sobre la composición y estructura de la atmósfera (Cap.1) y sobre el balance radiativo del sistema terrestre (Cap.2). En este capítulo nos hacemos la pregunta de la posible relación entre las variaciones de la composición de gases atmosféricos y su relación con el efecto de invernadero y su impacto en el cambio global del clima. El clima de la tierra depende del balance de radiación global, esto es, de como la radiación solar incidente es reflejada y absorbida por el sistema terrestre, y de como la radiación terrestre es emitida y absorbida por la superficie y la atmósfera terrestres. Hay muchos factores naturales y antropogénicos que están afectando la composición atmosférica: entre los factores naturales que están afectando la composición atmosférica se cuentan la actividad solar, la actividad 191

12 volcánica, los procesos químicos, la erosión del suelo y la actividad biológica de animales y vegetales. Por otro lado, entre los factores antropogénicos (es decir de origen humano) que están cambiando la composición atmosférica, se encuentra principalmente la quema de materiales fósiles y la deforestación, que contribuyen al incremento de varios gases contaminantes, así como el uso de clorofluorocarbonos que están destruyendo el ozono atmosférico. Además de estos conocidos factores, se cree que hay otras formas de contaminación atmosférica derivada de las actividades humanas. e) Efectos del albedo.- Como se discutió en el capítulo 2, el albedo se mide por la cantidad de energía radiante del sol que es reflejada por las nubes, y la superficie del agua y la tierra. Los satélites mantienen un monitoreo continuo de la razón de calentamiento de la superficie terrestre, los instrumentos a bordo, miden la radiación infrarroja de onda corta, la que proviene del sol y la que sale de la tierra y la atmósfera. El promedio del albedo terrestre se estima del orden de 29 a 34%. Debido al alto albedo de las nieves, un incremento de estas afectará considerablemente el clima y la temperatura promedio de la tierra; la presencia de mas desiertos tendrá el mismo efecto; el incremento en la deforestación también tendrá un efecto considerable en el albedo Variación en la Concentración de los Gases de Invernadero Un invernadero se puede definir como un lugar aislado con un techo de láminas de vidrio que permiten que la radiación solar (luz visible) penetre dentro del lugar, pero no permite que la radiación infrarroja (calor) salga del lugar; por lo que el invernadero podrá recibir más calor del que emite y en consecuencia aumentar su temperatura. La atmósfera de nuestro planeta funciona de una forma similar al lugar aislado con vidrios; de tal manera, que los constituyentes atmosféricos controlan la radiación solar que entra al sistema terrestre y el calor que sale al espacio exterior. Existe un efecto de invernadero natural (es decir, dado por el conjunto de gases atmosféricos de invernadero) que mantiene cálido al sistema terrestre, a una temperatura aproximada de 33 C, por arriba del valor que tendría en caso de no existir la atmósfera. En una atmósfera perfecta, sin los gases de invernadero y transparente a todas las longitudes de onda de los espectros electromagnético solar y terrestre, la temperatura promedio de la tierra sería del orden de 255 K (- 18 C); con los gases de invernadero, se impide el paso libre del calor, por lo que la temperatura promedio global aumenta aproximadamente a 288 K (15 C) [ver la sección 2.3 para un mayor detalle sobre este proceso]. Debido a distintas actividades humanas y a los procesos naturales, las concentraciones de los gases de invernadero han estado cambiando, es mas, durante los últimos decenios, la industrialización ha creado otros gases de invernadero que también están contribuyendo al cambio en el balance de radiación en el sistema terrestre, es decir al cambio tanto de la radiación solar que entra a la tierra, como la radiación terrestre que sale del sistema. Obviamente, al cambiar, por procesos naturales o antropogénicos, la estructura de la atmósfera, el océano o la tierra, puede romperse este balance de calor y entonces se puede generar un aumento (o disminución) de la temperatura en el sistema climático. Los constituyentes atmosféricos, para aire seco al nivel del mar, se muestran en la Tabla 1.1 (ver Cap.1). Esta composición es representativa de la atmósfera desde la superficie hasta aproximadamente los 100 km. de altura; los gases de invernadero más comúnmente identificados son: vapor de agua (H 2 O), bióxido de carbono (CO 2 ), metano (CH 4 ), óxido nitroso (N 2 O), ozono (O 3 ) y clorofluorocarbonos (CFC's). Cada gas atmosférico, con una estructura molecular definida, es capaz de absorber o transmitir radiación en ciertas longitudes de onda, pero no lo puede hacer en otras. La importancia de un gas específico en contribuir o no al efecto de invernadero en la atmósfera, depende de la parte del espectro en que absorbe radiación. Los gases de invernadero absorben longitudes de onda que están en el rango del espectro de radiación terrestre (la región del infrarrojo). El O 3 y el O 2 bloquean efectivamente la radiación de onda corta en el ultravioleta, consecuentemente el ozono estratosférico es muy importante en la protección de la tierra al absorber la radiación ultravioleta del sol que deja pasar el O 2. El CO 2 y el vapor de agua, por otro lado, son transparentes a la radiación ultravioleta, pero absorben la radiación de onda larga en el infrarrojo. Estos 4 gases absorben la mayor parte de la radiación infrarroja y ultravioleta en la atmósfera. Sin embargo, aunque en menores concentraciones, algunos gases, como el metano, pueden ser mucho más eficientes en la absorción de radiación. 192

13 Durante las últimas décadas, se ha podido detectar que algunos constituyentes gaseosos (como el CO 2, el CH 4, el N 2 O y los CFC s) y no-gaseosos (polvos, humos, contaminantes) están variando considerablemente. Por ejemplo, la concentración de bióxido de carbono, durante el pasado siglo, era del orden de 290 partículas por millón por volumen (ppmv); mientras que durante los últimos 35 años, la concentración ha estado aumentando continuamente (Fig.9.8). Observándose que la concentración promedio ha aumentado de 315 ppmv en 1958 hasta casi 355 ppmv en 1993; es decir, un aumento de casi 15 % en 35 años. Estos valores obtenidos en el observatorio de Mauna Loa han sido confirmados por observaciones hechas en otros lugares del mundo. De tal manera que se considera que el CO 2 está aumentando a una razón aproximada de 0.3 % anualmente. Fig.9.8 Concentración estimada de algunos gases de invernadero durante los últimos 2 siglos. Los clorofluorocarbonos se hicieron presentes en la atmósfera a partir de la década de Las unidades están indicadas en partes por millón por volumen (ppmv) y en partes por billón por volumen (ppbv); se usa la definición inglesa de 1 billón equivalente a 1,000 millones. Se dice que la principal explicación a este aumento en la concentración de CO 2, es causada por el consumo humano de hidrocarburos (carbón, gas, petróleo, etc.) además de que la deforestación (en las amazonas y otras selvas tropicales) ha también contribuido a una menor capacidad del sistema terrestre para reciclar el exceso de CO 2. Si continua el incremento actual, se espera que para el año 2050 el contenido de CO 2 habrá aumentado al doble (es decir, del orden de 600 ppmv). El problema de este aumento no radica en una mayor concentración, pues tanto la flora como la fauna terrestres se podrán adaptar a nuevas concentraciones; quizás el mayor problema esté en el posible impacto dentro del sistema climático, tal como un cambio en el efecto de invernadero o al aumento en la temperatura global, la cual a su vez repercutirá directamente en la circulación de los océanos y de la atmósfera, generándose cambios en los parámetros de presión y viento, lo que a su vez tiene repercusiones en el ciclo hidrológico y en los fenómenos meteorológicos y climatológicos. Una de las formas en que se puede notar el impacto de cualquiera de los gases de invernadero es comparando su espectro de absorción con el de otros constituyentes atmosféricos. Por ejemplo, el CO 2 193

14 absorbe casi en la misma parte del espectro que el vapor de agua; para que la tierra pudiera emitir radiación en estas longitudes de onda, se tendrían que reducir las concentraciones de vapor de agua y CO 2 en la atmósfera. Otra característica es que algunos constituyentes atmosféricos son más eficientes que otros gases en la absorción de radiación; el CH 4 y el N 2 O, por ejemplo, absorben mucha más radiación por cada molécula que el vapor de agua o el CO 2. Consecuentemente, pequeños volúmenes de CH 4 y N 2 O pueden causar un efecto de invernadero más intenso que considerables volúmenes de CO 2. Los CFC's también son responsables del bloqueo de una parte del espectro electromagnético de radiación solar, que no es afectado por otros constituyentes atmosféricos, y que obviamente no sería afectado si no existieran los CFC's en la atmósfera. Los CFC's son potencialmente negativos para el efecto de invernadero, pues los CFC's destruyen las moléculas de O 3 que bloquea la radiación UV solar. Este efecto también se puede aplicar al óxido nitroso (N 2 O) que puede reaccionar en la estratosfera para formar óxido nítrico (NO) que cataliza el rompimiento del O 3. Estimaciones recientes sugieren que los desechos de las ciudades modernas (materiales orgánicos e inorgánicos) pueden ser importantes en la generación de gases de invernadero, principalmente en la generación de metano, CH 4. A partir de estas estimaciones, unas 70 toneladas/año de desechos urbanos pueden generar cerca de 2.5 veces más metano que el generado por combustión de gasolina; 5 veces mas que las fuentes industriales y 1.5 veces mas que la deforestación. Con respecto del CO 2, los desechos de las ciudades, son despreciables en comparación a las fuentes de combustión de fósiles; los desechos representan aproximadamente el 1% de la combustión de fósiles y quizás entre el 1% y el 2% de la deforestación. El CH 4 es de 20 a 40 veces más efectivo en absorber radiación que el CO 2. Hoy en día, el 65 % del efecto de calentamiento se debe principalmente al vapor de agua, con el 32 % al CO 2, estos gases absorben la mayor parte de la radiación de onda larga, con longitudes de onda mayores de 15 mµ y menores de 8 mµ. Sin embargo, una molécula de CFC es casi 10,000 veces mas eficiente para atrapar calor, que una molécula de CO 2, esto es debido a que los CFC absorben energía de longitud de onda entre los 8 y 12 mµ, donde el CO 2 y el H 2 O son transparentes, por lo tanto, un pequeño incremento en la cantidad de moléculas de CFC, producirá un mayor impacto en la absorción total de calor que un aumento similar en las moléculas de CO 2. Las mediciones de concentraciones de aire atrapado en los casquetes polares, indican que las concentraciones de los gases de invernadero se han incrementado cerca de un 25 % a partir de Generación y Producción de Ozono en la Estratosfera El sol también emite radiación con longitudes de onda que son demasiado cortas o demasiado largas como para que puedan ser detectadas por el ojo humano. Las ondas de radio y la radiación infrarroja son ejemplos de radiación con longitudes de onda larga, caracterizadas por tener poca energía y por tanto no son peligrosas para la vida. Por el contrario, las radiaciones de longitud de onda corta, como los UV, rayos-x, rayos-γ, etc. tienen un gran contenido de energía y por tanto más peligrosas para la vida en la tierra. La atmósfera es afectada por radiación solar de onda corta lo que permite un rompimiento de las moléculas de oxígeno a alturas superiores a los 30 km., este proceso está representado por: O 2 + hν ( λ 2420 A) O + O donde hν(λ) representa la energía radiativa, con h la constante de Planck, ν la frecuencia y λ la longitud de onda de la radiación. Estos átomos de Oxígeno son inestables y pueden recombinarse con otras moléculas de Oxígeno para formar O 3, es decir: donde M representa cualquier molécula o átomo. O O + M O + M Este tipo de recombinaciones son muy frecuentes en el intervalo entre los 35 y 80 km., pues arriba de esta región la atmósfera está muy rarificada, y por abajo, la radiación solar de onda corta es prácticamente nula. El Ozono es muy inestable y puede destruirse en forma natural al combinarse con otros componentes atmosféricos, tales como el O, el NO, o ser afectado por la radiación solar ultravioleta, como por ejemplo: 194

15 O ν O + O 3 + h 2 O + O 2 3 O 2 destruyéndose la molécula de Ozono y formándose átomos y moléculas de Oxígeno, para cerrarse el ciclo nuevamente. Fig. 9.9 Variación de la Altitud de la concentración de Ozono en la atmósfera. El valor de 0.35 cm corresponde al espesor que alcanzaría el total de Ozono en la atmósfera de latitudes medias si fuese puesta a temperatura de 15 C y presión de 1 atm. En el ecuador, la profundidad es del orden de 0.24 cm. [Adaptada de Elterman, 1968] Este ciclo de Oxígeno / Ozono mantiene un equilibrio aproximadamente a los 40 km. de altura, aunque la máxima razón de mezcla del Ozono se encuentra cerca de los 35 km. y la máxima concentración se observa entre los 20 y 35 km. Esto último es como consecuencia de la circulación del Ozono a niveles más bajos, en que ya no puede ser destruido tan fácilmente por la radiación solar o por recombinaciones fotoquímicas Fig.9.9). Algunos productos químicos que son inyectados en la baja troposfera son transportados a la estratosfera superior por medio de distintos procesos termodinámicos (convección, mezcla, flotabilidad, etc.), por lo que a su llegada a la estratosfera pueden interferir con los procesos naturales y recombinarse con la molécula de O 3, destruyéndola. Estos mecanismos no-naturales se basan en reacciones químicas en cadena; es decir, una molécula de cloro, derivada de los gases CFC s, puede destruir muchas miles de moléculas de ozono antes de salir de la región entre los 30 y 50 km. de altitud. La capa de ozono es solo una componente traza de la estratosfera con una concentración máxima de solo unas pocas porciones por cada millón de moléculas de aire. Si la capa de ozono estuviera concentrada alrededor de la tierra, a la presión de una atmósfera, mediría solo unos tres y medio milímetros de profundidad. La concentración de ozono estratosférico está afectada por las estaciones del año, la latitud y los distintos fenómenos meteorológicos que pueden entrar a la estratosfera. El O 3, además de jugar un papel muy importante en el balance radiativo y de calor en el sistema terrestre, tiene también una gran importancia en la vida, pues impide que una gran parte de radiación ultravioleta logre penetrar hasta la superficie terrestre. El ozono atmosférico tiene un papel muy importante en la fotoquímica de la estratosfera y de la baja troposfera, y también afecta el balance radiativo. En condiciones naturales este balance se mantiene estable; sin embargo, en los últimos años se ha observado que la influencia del hombre esta interfiriendo con este balance natural. Esto se ha manifestado en varias formas, de las cuales la primera se asoció al vuelo de aviones supersónicos en la estratosfera emitiendo grandes cantidades de NO y NO 2, y favoreciendo la ocurrencia de las siguientes reacciones químicas: 195

16 NO + O 3 NO 2 + O 2 NO 2 + O NO + O 2 Se ha descubierto, mediante las observaciones satelitales de los últimos años, que la capa de ozono estratosférico está variando. Desde 1970, durante septiembre y octubre, un agujero gigante, como del tamaño de los Estados Unidos, se abre en la capa de ozono sobre la Antártida (Fig.9.10). Fig.9.10 Esquema de la presencia del hoyo de ozono. Alrededor de 25 km. arriba de la superficie de la tierra, la capa de ozono filtra las radiaciones ultravioletas del sol, protegiendo la vida terrestre. Se han observado varios hoyos en la capa de ozono, pero el más importante y significativo es sin duda el que se encuentra sobre la Antártida, por las condiciones meteorológicas particulares de esa región. Probablemente los gases clorofluorocarbonos son los causantes de la disminución de ozono en la estratosfera. Los datos registrados muestran que las concentraciones de O 3 en las latitudes norte muy elevadas han descendido en un 5% durante los últimas 2 décadas. Se creé que son los CFC's los principales contaminantes que están contribuyendo a la disminución del O 3 estratosférico, aunque aún no se puede confirmar de forma absoluta esta hipótesis (ver Tabla 9.2). Tabla 9.2 Disminución total anual del ozono en la estratosfera durante el período de 1969 a (Reproducido de Fisher,M., 1993). Disminución total anual del ozono en la estratosfera, Latitud de 1969 a % N % N % N % N % 19-0 N % 0-19 S % S % S % S % S - 5 % S Se ha descubierto que la cantidad de átomos de cloro, Cl, que se puede combinar con el O 3 para formar monóxido de cloro, ClO, se encontraba por arriba de los niveles esperados. El ozono estratosférico absorbe radiación UV solar, calentando la estratosfera, simultáneamente, el ozono absorbe y emite en el Infrarrojo. El efecto del ozono en el balance radiativo depende fuertemente de la concentración vertical en la atmósfera. 196

17 Una reducción en O 3 estratosférico, debido al incremento de CFC's por la destrucción de la molécula de O 3, y en consecuencia una disminución en el calentamiento de la estratosfera, puede estar compensado por el efecto mismo de calentamiento asociado a los CFC's y quizás también al aumento del O 3 en la baja troposfera, de tal manera que se podría pensar, desde el punto de vista de los procesos fotoquímicos en la atmósfera, que el ozono globalmente está contribuyendo muy poco al calentamiento neto del sistema terrestre (al menos al efecto combinado de los muy conocidos gases de vapor de agua, CO 2, Metano, N 2 O, etc.). Los estudios científicos para tratar de detectar los efectos antropogénicos en el clima fueron iniciados a fines de la década de Los primeros intentos estuvieron basados en las tendencias de largo período de distintas variables climáticas, tales como la temperatura y la precipitación, entre otros. Este método trataba de determinar si las tendencias observadas en estos parámetros era consistente con las predicciones de los modelos globales del clima hechas por el aumento de algunos gases de invernadero tales como el CO 2, el CH 4 entre otros. Aunque estos análisis indican un calentamiento global durante los últimos 100 años, no se puede desechar la posibilidad de que estas tendencias positivas del campo de temperatura fuesen debidas a una variabilidad natural, propia del sistema climático terrestre. Para tratar de resolver esta ambigüedad, se han empezado a investigar patrones espaciales y temporales del clima que fueran solamente dependientes de un forzamiento antropogénico. Aunque ha habido un avance significativo en los modelos climáticos y en las metodologías estadísticas que pueden ser usadas para detectar las señales climáticas, aún ninguno de estos modelos o técnicas ha podido identificar de manera confiable y definitiva un efecto antropogénico en los registros y tendencias climatológicas. Por ejemplo, casi todos los modelos climáticos predicen que el aumento del efecto de invernadero producirá un mayor calentamiento en las regiones de latitudes medias y altas; sin embargo, las observaciones muestran que el calentamiento de las latitudes bajas también está siendo muy intenso. Además de que los modelos climáticos aún no son capaces de simular la respuesta de la atmósfera a pequeños incrementos en la concentración de los gases de invernadero, también hay varias razones por las que aún no se puede cuantificar el impacto antropogénico en el cambio global del clima: las simulaciones de modelos han sido hasta ahora principalmente de diagnóstico; aunque recientemente se han incorporado procesos dinámicos de los océanos y la atmósfera; el espectro del ruido climático, especialmente en escalas temporales de décadas a siglos, no es muy conocido y pueden estar enmascarando el esperado efecto de los gases de invernadero; finalmente, y quizás más importante, aún no se le ha dado la importancia económica y política a este problema, en todo el mundo. 9.3 FENOMENOS OCEANICOS Y ATMOSFERICOS ASOCIADOS AL CAMBIO DEL CLIMA El cambio global en la temperatura superficial del aire, observado en las últimas décadas, ha sido interpretado por algunos investigadores como un proceso antropogénico, causado por el desarrollo industrial y la contaminación del medio ambiente inducido por el hombre. Algunos otros investigadores proponen que los cambios en la temperatura superficial son el resultado de cambios naturales; es decir, la tendencia positiva en la temperatura del aire parece ser el resultado de variaciones interdecadales en la circulación termohalina de los océanos. Las evidencias históricas han demostrado que esta clase de cambios ya han sucedido varias veces en el pasado, por lo que se puede pensar que los cambios detectados en la temperatura superficial es básicamente un proceso natural amplificado por la influencia antropogénica en nuestro medio ambiente Variación Interdecadal de la Circulación Termohalina de los Océanos La presencia de grandes cantidades de agua es una de las características más importantes del clima. El agua cubre 3/4 partes de la superficie terrestre, en consecuencia el transporte y la distribución de agua, en todas sus formas, serán una de las características mas importantes en el cambio del clima. El agua está siempre en movimiento, en los océanos, las corrientes superficiales están muy controladas por la circulación de los vientos; en condiciones normales, esta influencia se extiende hasta unos 1,000 m de profundidad. El sistema de vientos en los trópicos y los subtrópicos, conocido como los vientos alisios, están asociados a un transporte neto del agua superficial hacia el oeste, generándose corrientes oceánicas en 197

18 dirección del este al oeste, las cuales son progresivamente calentadas por la radiación solar. Para compensar este proceso, se desarrollan corrientes ascendentes en la parte oriental de los océanos tropicales, los cuales llevan agua fría del fondo a la subsuperficie de los océanos. El agua marina es muy salina, por lo que en regiones cálidas de alta evaporación se observa una salinidad relativamente alta; mientras que en las regiones frías, con poca evaporación, la salinidad es relativamente baja. Esta distribución espacial de la salinidad y la temperatura del mar, da por consecuencia un patrón de circulación en las profundidades de los océanos, muy diferente de la observada en la superficie. Este flujo vertical y horizontal en tres dimensiones se conoce como la circulación termohalina de los océanos, que se deriva de los gradientes de densidad (el agua es más densa, mientras más salina y fría; y menos densa, mientras más cálida y menos salina). El agua muy salina y densa puede descender muy profundo, iniciándose un movimiento horizontal en la profundidad en que se alcanza el equilibrio hidrostático. Fig.9.11 Circulación termohalina de los océanos mundiales. Se puede ver la ruta que siguen las principales corrientes para transportar el calor a través de los océanos. En este esquema se muestran las condiciones en que la superficie oceánica del Pacífico acumula calor, favoreciendo condiciones cálidas de El Niño - Oscilación del Sur (ENOS); mientras que la superficie del mar en el Atlántico tiende a ser enfriada, favoreciendo condiciones de una débil evaporación, y consecuentemente con una débil circulación monzónica sobre México, con pocas perturbaciones atmosféricas y huracanes en el océano Atlántico del norte. En la figura 9.11 se presenta un esquema de la circulación termohalina de los océanos, en que el sistema transporta agua y calor alrededor del mundo. El ciclo puede ser visualizado con un principio en el Atlántico del Norte, donde el aire frío y seco del Artico extrae calor y humedad de la superficie oceánica, incrementándose la salinidad y densidad de las masas de agua. El agua se sumerge y fluye al sur, esta corriente de agua profunda fluye hacia el este, bordeando el sur de Africa y Australia, surgiendo a la superficie en el Pacífico norte, transportando el calor desde la región Indica y Asiática hacia el Pacífico Americano. Estas aguas, relativamente cálidas y poco salinas, van de regreso hacia el Atlántico en niveles de profundidad de unos cuantos cientos de metros. Es muy posible que las alteraciones interdecadales en la circulación termohalina de los océanos sea una causa importante en el cambio global que se ha observado en el clima de los últimos decenios. Esta variación en la circulación termohalina se ha detectado en el océano Atlántico en la forma de un cinturón de 198

19 corrientes convectivas; cuando estas corrientes convectivas se intensifican, fluyendo con mayor fuerza que lo normal, se observan variaciones en el campo de temperatura de las distintas regiones en el mundo. Se cree que alrededor del año 1940 ocurrió un cambio en la circulación del Atlántico y del Pacífico, detectándose una intensificación en el transporte de aguas cálidas sobre los niveles intermedios y profundos en ambos océanos. Este cambio en los océanos, coincidió con distintos fenómenos atmosféricos que ocurrieron durante los mismos años, tales que la temperatura superficial se mantuvo constante. Durante los períodos de circulación intensa, la temperatura superficial del Atlántico del norte aumenta, por lo que se incrementa la evaporación; simultáneamente, se observan valores altos de precipitación en la región del Sahel, al oeste de Africa, así como un aumento en la actividad de ciclones tropicales y huracanes en el Atlántico tropical. Por el contrario, en el océano Pacífico la temperatura de la superficie del mar tiende a disminuir, por lo que se presentan condiciones contrarias a las de el fenómeno de El Niño - Oscilación del Sur. Un enfriamiento de este tipo parece haber ocurrido durante los períodos de y , cuando se observó que la temperatura superficial global tuvo un decremento. A partir de alrededor de 1975 ocurrieron otros cambios, que posiblemente marcaron el cese del transporte de masas de agua cálida a niveles intermedios en la circulación termohalina de los océanos. Otro dato importante es que las aguas intermedias del Atlántico Norte y del Pacífico Norte, a profundidades de entre 500 a 3,000 m se han estado calentando a una razón del orden de 0.2 C durante el período de 1957 a 1981, aunque se creé que el calentamiento empezó alrededor de 1940, coincidente con las anomalías en la superficie del océano. En consecuencia, parece ser posible que el aire superficial no se calentó durante el período de 1940 a 1975 (35 años), fue simplemente que la circulación termohalina de los océanos usó ese calor ganado por el efecto de invernadero para intensificar el cinturón transportador y calentar las aguas intermedias y profundas del Atlántico. Por el contrario, cuando las corrientes convectivas en el Atlántico se debilitan, se crea un enfriamiento de las aguas superficiales del Atlántico norte, disminuyendo drásticamente la evaporación y consecuentemente la precipitación regional y la formación de tormentas y huracanes en el Atlántico tropical. Es durante estos períodos cuando el Sahel Africano experimenta terribles sequías y cuando ocurren fenómenos de El Niño - Oscilación del Sur, pues la temperatura superficial del Pacífico se incrementa, como parece haber ocurrido durante el período de 1989 a fines del siglo XX. La consistencia en la variación de los parámetros meteorológicos básicos, que son asociados con cambios globales de la temperatura de la superficie, sugieren una relación efecto - causa directa. Es muy probable que la mayor parte del calentamiento global que ha tenido lugar desde fines de 1960 haya sido causado por alteraciones en la circulación termohalina de los océanos, que posiblemente ha sido causada por el debilitamiento de la circulación convectiva en el océano Atlántico. Se ha observado un drástico incremento en la frecuencia e intensidad de el evento El Niño - Oscilación del Sur, desde finales de 1960, coincidente con el debilitamiento de la circulación convectiva en el Atlántico norte, quizás debido a grandes incrementos de agua dulce en ese tiempo. Debe recordarse que los eventos ENOS fueron relativamente menos frecuentes y menos intensos durante el período de 1943 a 1967, coincidente con una condición intensa de la circulación convectiva en el Atlántico. Por lo tanto, puede ser que el calentamiento global de la temperatura superficial del aire, observadas desde finales de 1960, no son mas que una consecuencia de las alteraciones interdecadales de la celda convectiva en el océano Atlántico del norte y de las teleconecciones naturales de ese fenómeno Aumento del Nivel Medio del Mar Los modelos simples que se están usando en la actualidad para calcular el incremento en el nivel del mar que se espera, asociado al aumento de la temperatura global y al consecuente derretimiento de los glaciares y nieves, estiman un aumento promedio del orden de 6 cm por década, durante el próximo siglo. El aumento pronosticado para el año 2030 es de poco menos de 20 cm, y de cerca de 65 cm para el fin del siglo XXI. Las expectativas son de que el aumento del nivel del mar será de 3 a 6 veces más rápido que el observado en los últimos 100 años (Fig.9.12). 199

20 Fig.9.12 Estimaciones del incremento del nivel del mar, debido al calentamiento global esperado. La curva intermedia indica la mayor probabilidad, mientras que las curvas superior e inferior indican una estimación muy alta y una muy baja, respectivamente. Incluso, con el mejor control posible en la emisión de los distintos contaminantes, tanto la temperatura global como el nivel medio del mar, continuarán aumentando, durante las próximas décadas; todo esto, simplemente porque tanto la atmósfera, los océanos, como la criosfera, toman un cierto tiempo para ajustar su balance. Por ejemplo, si el incremento en la concentración de los gases de invernadero fuese suspendido en el año 2030, el nivel del mar continuaría aumentando, desde 2030 a 2100, tanto como habrá aumentando durante el período de 1990 a Cobertura de las Nubes Una de las grandes incertidumbres que afecta las predicciones del cambio global del clima, está asociada al comportamiento de las nubes y a su respuesta al cambio global. Las interacciones nube - clima pueden ser particularmente intensas en las regiones de latitudes tropicales, donde tanto la temperatura del mar como la radiación solar son muy grandes durante todo el año. Algunos estudios han confirmado la correlación entre la TSM, y la nubosidad (cantidad y altura), notándose en particular una alta correlación en los océanos tropicales. Se puede definir un super efecto de invernadero, cuando un aumento de la TSM permite una mayor evaporación y formación de nubes, reduciendo la emisión de longitud de onda larga al espacio, y por consiguiente incrementándose la temperatura global. Por el contrario, el efecto de termostato se refiere a que una mayor nubosidad, aumentará el albedo, reflejando una mayor cantidad de radiación solar y en consecuencia disminuyendo el calentamiento de la superficie del mar. El efecto de termostato se basa en la comparación de períodos cálidos y fríos del océano Pacífico tropical; mientras que el super efecto de invernadero puede ser visto como variaciones estacionales y latitudinales del clima actual. Ambos efectos se relacionan a cambios en la insolación neta sobre la superficie terrestre. Los resultados de modelos teóricos, sugieren que aunque el efecto de termostato lograra detener el efecto de super invernadero, en un futuro cercano, para ese entonces la TSM de los océanos tropicales se habrá elevado unos 5 o 6 C por arriba de su valor actual, lo que implicaría un aumento global del orden de 7 a 9 C, debido a la posible amplificación del efecto de invernadero en las latitudes altas. Un aumento en la temperatura global de esta magnitud, ciertamente podría dar lugar a un desastre ecológico en todo el planeta. La relación entre la TSM y los sistemas convectivos de gran escala han sido estudiados durante muchos años. Un resultado importante es que conforme la TSM aumenta, la correlación con los sistemas convectivos también aumenta, particularmente a temperaturas mayores de 27 C. Sin embargo, cuando la temperatura es mayor de 29.5 C la cantidad e intensidad de la convección profunda tiende a decrecer al 200