Las causas de los cambios observados en el clima a largo plazo (más de un decenio) se evalúan determinando si las “huellas” previstas de diferentes causas del cambio climático están presentes en el registro histórico. Estas huellas se obtienen a partir de simulaciones realizadas con modelos informáticos de los diferentes patrones del cambio climático causados por los diferentes forzamientos climáticos. A largo plazo estos forzamientos incluyen procesos tales como los aumentos de los gases de efecto invernadero o los cambios de la luminosidad solar. De esta forma al comparar los patrones de las huellas simulados con los cambios observados en el clima, se puede determinar si los cambios observados se explican mejor con esos patrones de huellas o con la variabilidad natural, que se produce sin ningún forzamiento.

La huella de los aumentos de gases de efecto invernadero causados por el ser humano es claramente visible para el patrón del cambio climático observado en el siglo XX. De otro modo, no es posible explicar el cambio observado con las huellas de los forzamientos naturales o la variabilidad natural simulados con los modelos climáticos. De esta forma los estudios permiten afirmar que “es sumamente probable que más de la mitad del aumento observado en la temperatura media global en superficie en el período de 1951 a 2010 haya sido causado por las actividades humanas”. Siempre será necesario determinar las causas de los cambios que se observen en el clima y verificar que un cambio observado, no sea una fluctuación producida sin intervención de algún forzamiento, ya que existe una variabilidad del clima que ocurre sin forzamientos que se denomina variabilidad interna y es consecuencia de los procesos que ocurren en el sistema climático. Por ejemplo la variabilidad oceánica a gran escala, como las fluctuaciones de El Niño (Oscilación del Sur en el océano Pacífico), es la fuente principal de variabilidad climática interna a escalas entre decenios y siglos.huellas o con la variabilidad natural, que se produce sin ningún forzamiento.

El cambio climático también puede ser resultado de forzamientos naturales externos aplicados al sistema climático, por ejemplo, erupciones volcánicas o cambios en la luminosidad del sol. Estos forzamientos fueron responsables de grandes cambios en el clima pasado y que han sido documentados en el registro geológico. Los forzamientos de origen humano incluyen las emisiones de gases de efecto invernadero y la contaminación atmosférica por partículas. huellas o con la variabilidad natural, que se produce sin ningún forzamiento.

Para determinar las causas de los cambios en el clima observado se hacen comparaciones entre el patrón cambio en la temperatura observado y el patrón de la respuesta solamente a forzamientos naturales. Como se puede apreciar en la siguiente figura la respuesta simulada a todos los forzamientos, en particular a los forzamientos de origen humano, se ajusta bien a los cambios observados en la superficie. No es posible simular correctamente el cambio climático observado recientemente sin incluir la respuesta a los forzamientos de origen humano, como los gases de efecto invernadero, el ozono estratosférico y los aerosoles. Las causas naturales del cambio siguen en marcha en el sistema climático, pero las tendencias recientes de la temperatura se pueden atribuir en gran medida al forzamiento humano.

Figura 1: En la Parte izquierda se muestran las series temporales del cambio de la temperatura media anual global en superficie entre 1869 y 2010. El grafico superior izquierdo muestra los resultados de dos ensambles de modelos climáticos regidos solamente con forzamientos naturales, representados con las líneas finas de color azul y amarillo; los cambios de la temperatura media de los ensambles están representados por las líneas gruesas de color azul y rojo. Las líneas negras denotan tres estimaciones diferentes observadas. El grafico inferior izquierdo muestra simulaciones de los mismos modelos, pero regidas tanto por forzamientos naturales como por cambios inducidos por el ser humano en los gases de efecto invernadero y los aerosoles. En la parte derecha se muestran los patrones espaciales de las tendencias de la temperatura en superficie local entre 1951 y 2010. El grafico superior muestra el patrón de las tendencias de un gran ensamble de simulaciones de la quinta fase del Proyecto de comparación de modelos acoplados (CMIP5) regidas solo por forzamientos naturales. El grafico inferior muestra las tendencias del ensamble correspondiente de simulaciones regidas por forzamientos de origen natural y humano. El grafico del medio muestra el patrón de las tendencias observadas a partir del conjunto 4 de datos reticulares de la temperatura en superficie del Centro Hadley / Unidad de investigación climática (HadCRUT4) entre 1951 y 2010.

REFERENCIA: Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

El dióxido de carbono (CO2), una vez que se emite a la atmósfera, se distribuye rápidamente entre ésta, la capa superior del océano y la vegetación. Posteriormente, el carbono continúa desplazándose entre los diferentes reservorios que posee el ciclo del carbono global, tales como suelos, las profundidades del océano y las rocas. Algunos de estos intercambios se producen de forma muy lenta. Así en función de la cantidad de CO2 liberado, entre un 15% y un 40% permanecerá en la atmósfera hasta 2 000 años, después de lo cual se establecerá un nuevo balance entre la atmósfera, la biosfera terrestre y el océano. También los procesos geológicos necesitarán entre decenas y cientos o miles de años, o quizá más, para redistribuir en mayor medida el carbono entre los reservorios geológicos. Todo esto permite comprender que las concentraciones de CO2 atmosférico más elevadas y los impactos climáticos de las emisiones actuales, persistirán mucho tiempo en el futuro.

En el caso de los océanos, el CO2 interactúa con las moléculas de agua del mar y se forma ácido carbónico, que reacciona muy rápidamente con el gran reservorio oceánico de carbono inorgánico disuelto, formado por iones bicarbonato y carbonato. Las corrientes marinas y la formación de aguas densas que descienden, transportan el carbono entre la superficie y las capas profundas del océano. También la biota marina redistribuye el carbono, cuando los organismos marinos fabrican tejido orgánico y caparazones calcáreos en las aguas superficiales y, al morir los organismos, esos tejidos y caparazones descienden a las aguas profundas, donde son devueltos al reservorio de carbono inorgánico disuelto mediante disolución y descomposición microbiana. Una pequeña fracción llega al suelo marino y se incorpora a los sedimentos en el fondo.

En la superficie terrestre, la vegetación absorbe CO2 por fotosíntesis y lo convierte en materia orgánica. Una parte de este carbono se devuelve de forma inmediata a la atmósfera en forma de CO2 por la respiración de las plantas; el resto lo utilizan para su crecimiento. El material vegetal muerto se incorpora a los suelos, donde finalmente los microorganismos lo descomponen. Posteriormente, vuelve a la atmósfera en forma de CO2 mediante la respiración.

Además, el carbono en la vegetación y en los suelos también se vuelve a transformar en CO2 por medio de incendios, insectos y animales herbívoros, así como de las cosechas y su consumo por el ganado o el ser humano. Parte del carbono orgánico además es conducido al océano por los arroyos y ríos.

En la siguiente figura se muestra el ciclo simplificado del carbono.

Figura Esquema simplificado del ciclo del carbono global que muestra las escalas temporales típicas de renovación para las trasferencias de carbono a través de los reservorios principales.

Un aumento de CO2 en la atmósfera intensifica la fotosíntesis y, por consiguiente, la incorporación de carbono. Además, las concentraciones elevadas de CO2 ayudan a las plantas en zonas secas a utilizar el agua subterránea de forma más eficaz.

El océano y la tierra incorporan menos carbono a medida que el clima se calienta como consecuencia de diversos factores: por ejemplo, a mayor temperatura del agua marina, menor solubilidad del CO2, por lo que la alteración de las reacciones químicas del carbono da lugar a una menor incorporación al océano del exceso de CO2 atmosférico. Mientras que en la tierra, las temperaturas más elevadas favorecen períodos de crecimiento estacional más prolongados en latitudes templadas y altas, pero también una respiración más rápida del carbono contenido en el suelo.

De esta forma, el tiempo que lleva alcanzar un nuevo equilibrio de la distribución de carbono depende de los períodos de transferencia del carbono a través de los diferentes reservorios, y tiene lugar en una multitud de escalas temporales. Primero, el carbono se intercambia entre los reservorios de carbono “rápidos”, como la atmósfera, el océano superficial, la vegetación terrestre y los suelos, por períodos de hasta varios miles de años. En escalas temporales más largas, revisten más importancia procesos geológicos secundarios muy lentos, como la disolución de sedimentos carbonatados y el enterramiento de sedimentos en la corteza terrestre.

REFERENCIA: Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp

Es muy poco probable un escenario en el que se detengan las emisiones hoy, pero es uno de los varios casos idealizados que proporcionan información sobre la respuesta del sistema climático y el ciclo del carbono. Como resultado de las múltiples escalas temporales del sistema climático, la relación entre el cambio en las emisiones y la respuesta climática es bastante compleja, pues algunos cambios siguen ocurriendo una vez que han cesado las emisiones. Según demuestran los modelos y los procesos, como resultado de la gran inercia oceánica y el prolongado período de vida de muchos gases de efecto invernadero, principalmente el dióxido de carbono, gran parte del calentamiento persistiría durante siglos una vez que se hubieran detenido las emisiones de gases de efecto invernadero.

Cuando se emiten a la atmósfera, los gases de efecto invernadero se remueven mediante reacciones químicas con otros componentes reactivos o, como es el caso del dióxido de carbono (CO2), se intercambian con el océano y la tierra a través de los reservorios. El tiempo que los gases de efecto invernadero y aerosoles persisten en la atmósfera varía en un amplio intervalo, de días a miles de años. Por ejemplo, el período de vida de los aerosoles es de semanas; el del metano (CH4), de unos 10 años; el del óxido nitroso (N2O), de unos 100 años; y el del hexafluoroetano (C2F6), de unos 10 000 años. El caso del CO2 es más complicado porque se remueve de la atmósfera mediante múltiples procesos físicos y biogeoquímicos en el océano y en la tierra, todos ellos a diferentes escalas temporales. De un incremento de emisión de unos 1 000 PgC, aproximadamente la mitad se elimina al cabo de unos pocos decenios, pero la fracción restante permanece en la atmósfera durante mucho más tiempo. Entre el 15% y el 40% del incremento de dióxido de carbono permanece en la atmósfera después de 1 000 años.

Como resultado de los considerables períodos de vida de los principales gases de efecto invernadero antropógenos, el aumento de la concentración atmosférica debida a las emisiones en el pasado persistirá mucho tiempo después de que las emisiones se hayan detenido. Si las emisiones cesaran, la concentración de gases de efecto invernadero no volvería inmediatamente a sus niveles preindustriales. Así por ejemplo la concentración de CH4 volvería a valores cercanos al nivel preindustrial al cabo de unos 50 años, la de N2O al cabo de varios siglos, mientras que la de CO2 básicamente nunca volvería a niveles preindustriales a escalas temporales pertinentes para la sociedad actual. Por el contrario, los cambios en las emisiones gases que tengan corta vida, como los aerosoles, experimentarían cambios prácticamente instantáneos en sus concentraciones.

En el Cuarto Informe del IPCC (2007) se indicó que si la concentración de gases de efecto invernadero se mantenía al nivel actual, la superficie de la Tierra aún se calentaría unos 0,6 °C durante el siglo XXI en relación con el año 2000. Este es el clima asegurado resultante con las concentraciones actuales (o composición constante asegurada), ilustrado en gris en la siguiente figura. Si se mantienen las emisiones a los niveles actuales, la concentración atmosférica aumentaría aún más, lo que daría lugar a un calentamiento mucho mayor al observado hasta la fecha (líneas rojas en la siguiente figura)

Figura | Proyecciones basadas en los modelos del balance energético del ciclo del carbono del Modelo para la evaluación del cambio climático inducido por los gases de efecto invernadero (MAGICC), para una composición atmosférica constante (forzamiento constante, en gris), emisiones contantes (en rojo) y emisiones futuras nulas (en azul) desde 2010, con estimaciones de la incertidumbre. Figura adaptada de Hare y Meinshausen (2006), basada en la calibración de un modelo climático sencillo del ciclo del carbono a todos los modelos de la tercera fase del proyecto de comparación de modelos acoplados (CMIP3) y del Proyecto de comparación de modelos climáticos acoplados del ciclo del carbono (C4MIP) (Meinshausen y otros, 2011a; Meinshausen y otros, 2011b). Los resultados se basan en una simulación transitoria completa desde la era preindustrial utilizando todos los componentes de forzamiento radiativo. La línea negra fina y el sombreado denotan el calentamiento observado y la incertidumbre

Incluso si hoy se detuvieran las emisiones de gases de efecto invernadero, el forzamiento radiativo debido a las concentraciones de estos gases de larga vida recién comenzaría a disminuir lentamente en el futuro a un ritmo determinado por el período de vida del gas (especificado anteriormente). Además, la respuesta climática del sistema Tierra a ese forzamiento radiativo sería aún más lenta. La temperatura global no respondería rápidamente a los cambios en las concentraciones de gases de efecto invernadero. La eliminación de únicamente las emisiones de CO2 daría lugar a temperaturas prácticamente constantes durante varios siglos, también la eliminación al mismo tiempo de forzamientos negativos de corta vida originados por aerosoles de sulfatos (por ejemplo, por medidas de reducción de la contaminación del aire) causaría un calentamiento temporal de unas pocas décimas de grado, como puede verse en azul en la figura. Así pues, fijar todas las emisiones a cero llevaría al clima, tras un pequeño calentamiento, a un estado de casi estabilización durante varios siglos. Esto se denomina clima asegurado por las emisiones pasadas (o clima asegurado con emisiones futuras nulas). La concentración de los gases de efecto invernadero caería y, con ella, el forzamiento radiativo, pero la inercia del sistema climático retrasaría la respuesta de la temperatura.

REFERENCIA: Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Las nubes tienen una gran influencia en el clima actual. Sin embargo, las observaciones actuales, aun no son suficientes para explicar la forma en que las nubes influirán en un clima futuro más caliente.

Desde la década de 1970, los científicos reconocen la importancia crucial que tienen las nubes para el sistema climático y para el cambio climático, debido a que éstas producen precipitaciones (de lluvia y nieve), que son necesarias para la mayor parte de la vida sobre tierra, también las nubes calientan la atmósfera al condensarse el vapor de agua, aunque parte del agua condensada se vuelve a evaporar, la precipitación que llega a la superficie representa un calentamiento neto del aire. Las nubes influyen considerablemente en los flujos a través de la atmósfera tanto de la luz solar (que calienta el planeta) como de la luz infrarroja (que enfría el planeta puesto que se irradia al espacio) y también, las nubes contienen potentes corrientes ascendentes que pueden transportar rápidamente aire desde cerca de la superficie hasta grandes alturas, transportando energía, humedad y partículas de aerosoles.

Se han sugerido muchos tipos posibles de retroalimentación nube-clima relacionados a las variaciones en la nubosidad, la altura de la cima de las nubes y/o la reflectividad de las nubes (ver figura). Los estudios coinciden en que las nubes altas intensifican el calentamiento global, ya que interactúan con la luz infrarroja emitida por la atmósfera y la superficie. Sin embargo, el nivel de incertidumbre sobre las retroalimentaciones asociadas a nubes a baja altitud y sobre las retroalimentaciones de nube vinculadas a la nubosidad y reflectividad en general es mayor.

Figura Esquema de los mecanismos de retroalimentación de nube importantes

REFERENCIA: Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Los aerosoles atmosféricos se componen de pequeñas partículas líquidas o sólidas suspendidas en la atmósfera, que difieren de las grandes partículas de las nubes y las precipitaciones. Pueden ser de origen natural o antropógeno y pueden influir en el clima en formas múltiples y complejas al interactuar con la radiación y las nubes. En general, los modelos y las observaciones indican que los aerosoles antropógenos han producido un efecto de enfriamiento en la Tierra desde la era preindustrial que ha enmascarado parte del calentamiento medio global provocado por los gases de efecto invernadero en relación a si se hubiese producido en su ausencia. Se prevé que las emisiones de aerosoles antropógenos se reduzcan en el futuro debido a las medidas que aplican en el mundo para el control de la contaminación del aire, lo que implica que este calentamiento enmascarado se manifestará El período de vida normal de los aerosoles atmosféricos oscila entre un día y dos semanas en la troposfera y es de aproximadamente un año en la estratosfera, variando su tamaño, composición química y forma. Algunos aerosoles, como el polvo y los rocíos marinos, son totalmente de origen natural, mientras que otros aerosoles, como los sulfatos y el humo, son al mismo tiempo de origen natural y antropógeno.

Las principales interacciones entre los aerosoles y la radiación pueden ser dispersantes y/o absorbentes: Los aerosoles dispersan y absorben la luz solar, modificando así el balance radiativo de la Tierra (ver figura 1). En general, la dispersión que provocan hace que el planeta sea más reflectante y contribuye a enfriar el clima, mientras que la absorción tiene el efecto contrario y contribuye a calentarlo. El equilibrio entre el enfriamiento y el calentamiento depende de las propiedades de los aerosoles y de las condiciones medioambientales. Sin embargo aún existen incertidumbres sobre el carbono negro, un aerosol que absorbe radiación solar por la respuesta compleja que provocan en las nubes. Sin embargo, la mayoría de los estudios coinciden en que el efecto radiativo general provocado por los aerosoles antropógenos es de enfriamiento del planeta.

Aerosoles dispersantes

Figura 1 Principales interacciones entre los aerosoles con la radiación solar y su impacto en el clima. Las ilustraciones de la izquierda muestran los efectos radiativos instantáneos de los aerosoles, mientras que las de derecha muestran su impacto general después de que el sistema climático haya respondido a sus efectos radiativos.

Los aerosoles también actúan como focos de condensación y nucleación de hielo en los que se pueden formar gotitas de lluvia y partículas de hielo (ver figura 2). Cuando hay una mayor presencia de partículas de aerosol, las nubes de gotitas de agua líquida tienden a tener más gotitas de agua, pero de menor tamaño, lo que provoca que estas nubes reflejen más radiación solar. Ahora bien, hay muchas otras formas de interacciones aerosol-nube, en particular en las nubes de hielo, o de agua líquida y hielo, en las que los cambios de fase entre agua líquida y helada son sensibles a las concentraciones de aerosoles y a las propiedades de estos. Hasta la fecha, los estudios disponibles, basados en modelos climáticos y observaciones satelitales, generalmente indican que el efecto neto de los aerosoles antropógenos sobre las nubes es de enfriamiento del sistema climático.

El vapor de agua es el principal gas de efecto invernadero de la atmósfera terrestre. La contribución del vapor de agua al efecto invernadero natural en relación con la del dióxido de carbono (CO2) en dependencia del método de contabilización empleado, se puede considerar que es aproximadamente entre dos y tres veces mayor. La atmósfera recibe vapor de agua adicional de las actividades antropógenas, principalmente del aumento de evaporación de los cultivos de regadío, pero también de la refrigeración de las plantas eléctricas y, en menor medida, de la combustión de combustibles fósiles. Así pues, resulta lógico preguntarse por qué se pone toda la atención en el CO2 y no en el vapor de agua como agente de forzamiento del cambio climático. Al ser el principal contribuyente al efecto invernadero natural, el vapor de agua tiene una función esencial en el clima de la Tierra. Sin embargo, es principalmente la temperatura del aire, más que las emisiones, la que controla la cantidad de vapor de agua presente en la atmósfera.

El flujo de entrada de vapor de agua a la atmósfera proveniente de fuentes antropógenas es considerablemente menor que el proveniente de la evaporación “natural”. Por ello, el impacto que tiene sobre las concentraciones generales es insignificante y su contribución al efecto invernadero a largo plazo no es considerable. Esta es la razón principal por la que el vapor de agua troposférico (generalmente por debajo de los 10 km de altitud) no se considera un gas antropógeno que contribuye al forzamiento radiativo. Sin embargo, las emisiones antropógenas tienen un impacto notable en el vapor de agua presente en la estratosfera, la parte de la atmósfera por encima de los 10 km.

La temperatura controla la cantidad máxima de vapor de agua contenida en el aire. Una columna típica de aire desde la superficie hasta la estratosfera en las regiones polares puede contener solamente unos pocos kilogramos de vapor de agua por metro cuadrado, mientras que una columna de aire de las mismas características en los trópicos puede contener hasta 70 kg. Con cada grado adicional de temperatura del aire, la atmósfera puede retener aproximadamente un 7% más de vapor de agua (ver el gráfico insertado en la parte superior izquierda de la figura 1). Este aumento de la concentración intensifica el efecto invernadero y, por tanto, aumenta el calentamiento.

Figura 1. Ilustración del ciclo del agua y su interacción con el efecto invernadero. El gráfico insertado en la parte superior izquierda indica el aumento relativo del contenido potencial de vapor de agua en el aire con un aumento de la temperatura (casi un 7% por grado). Los rizos blancos denotan la evaporación, compensada por la precipitación para cerrar el balance hídrico. Las flechas rojas ilustran la radiación infrarroja saliente que es parcialmente absorbida por el vapor de agua y otros gases, un proceso que es uno de los componentes del efecto invernadero. No se han incluido los procesos de la estratosfera

REFERENCIA: Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Como es conocido el núcleo del Sol es un reactor de fusión nuclear gigante que convierte el hidrógeno en helio. Este proceso genera energía que se irradia a través del sistema solar en forma de radiación electromagnética. La cantidad de energía que llega a la parte superior de la atmósfera de la Tierra varía en función de la generación y emisión de energía electromagnética proveniente del Sol y del recorrido de la órbita de la Tierra alrededor del Sol.

Desde 1978, la irradiación solar total se mide directamente con instrumentos a bordo de satélites; estas mediciones indican que, en promedio, aproximadamente 1 361 W m–2 llegan a la parte superior de la atmósfera de la Tierra. Distintas partes de la superficie terrestre, así como la contaminación del aire y las nubes actúan como un espejo y reflejan aproximadamente un 30% de esta energía de vuelta al espacio. Se registran niveles más elevados de irradiación cuando el Sol está más activo, siguiendo el ciclo de manchas solares de aproximadamente 11 años: durante los últimos ciclos, los valores de irradiancía total fluctuaron una media de alrededor del 0,1%.

Antes de disponer de mediciones satelitales, las variaciones se estimaban a partir del número de manchas solares (desde 1610) o de radioisótopos que se forman en la atmósfera y se conservan en los hielos polares y en los anillos arbóreos. Los períodos diferenciados entre 50 a 100 años de muy poca actividad solar, como el mínimo de Maunder entre 1645 y 1715, se conocen comúnmente como grandes mínimos solares. La mayoría de las estimaciones de los cambios de la irradiación solar total entre el mínimo de Maunder y la actualidad son del orden de un 0,1%, similar a la amplitud de la variabilidad de 11 años.

Los cambios en la irradiación solar son un motor importante de la variabilidad climática, junto con las emisiones volcánicas y factores antropógenos. Si bien es posible que la variabilidad solar haya contribuido de forma discernible a los cambios producidos en la temperatura global en superficie a principios del siglo XX, esta no puede explicar el aumento observado desde que se comenzó a medir la irradiación solar total directamente con satélites a finales de la década de 1970.

Las contribuciones relativas de los factores naturales y antropógenos cambian con el tiempo. En la siguiente figura se ilustran las contribuciones sobre la base de un cálculo muy sencillo, en el que la variación de la temperatura media global en superficie representa la suma de cuatro componentes relacionados linealmente con el forzamiento solar, volcánico y antropógeno y con la variabilidad interna. Entre 1870 y 2010, la temperatura global en superficie ha aumentado en torno a 0,8 °C (figura 1a). Sin embargo, este aumento no ha sido uniforme: a veces los factores que enfrían la superficie terrestre (erupciones volcánicas, una menor actividad solar, la mayoría de las emisiones de aerosoles antropógenos) han compensado los factores que la calientan, como los gases de efecto invernadero, y la variabilidad generada en el sistema climático ha causado nuevas fluctuaciones no relacionadas con influencias externas.

Figura 1: Anomalías de la temperatura global en superficie entre 1870 - 2010 y factores que influyen en ellas, naturales (solares, volcánicos e internos) y antropógenos. a) Registro de la temperatura global en superficie (1870 a 2010) en relación con la temperatura media global en superficie entre 1961 y 1990 (línea negra). Un modelo de cambio de la temperatura global en superficie (a: línea roja) creado a partir de la suma de los efectos sobre la temperatura de los factores naturales (b, c, d) y antropógenos (e). b) Respuesta estimada de la temperatura al forzamiento solar. c) Respuesta estimada de la temperatura a las erupciones volcánicas. d) Variabilidad estimada de la temperatura debida a la variabilidad interna, relacionada en este caso con el fenómeno El Niño-Oscilación del Sur. e) Respuesta estimada de la temperatura al forzamiento antropógeno, que consta de un componente de calentamiento debido a gases de efecto invernadero y de un componente de enfriamiento debido a la mayoría de aerosoles

La contribución solar al registro del cambio de temperatura global en superficie se rige por el ciclo solar de 11 años, lo que permite explicar las fluctuaciones de la temperatura global de hasta aproximadamente 0,1 °C entre los valores mínimos y máximos (figura 1 b). Es posible que el aumento de la actividad solar a largo plazo a comienzos del siglo XX haya provocado un aumento del calentamiento registrado durante este intervalo, junto con una mayor variabilidad interna, aumentos de gases de efecto invernadero y una discontinuidad de la actividad volcánica. Sin embargo, ese aumento no puede explicar el calentamiento observado desde finales de la década de 1970, e incluso la tendencia de la irradiación solar total fue ligeramente a la baja entre 1986 y 2008.

Las erupciones volcánicas contribuyen al cambio de la temperatura global en superficie, ya que esporádicamente inyectan aerosoles en la atmósfera que originan un enfriamiento de la superficie de la Tierra (figura 1c). Las grandes erupciones volcánicas, como la del monte Pinatubo en 1991, pueden generar un enfriamiento de la superficie de entre 0,1 y 0,3 °C durante los siguientes tres años.

El componente más importante de la variabilidad climática interna es el fenómeno El Niño Oscilación del Sur, que tiene un gran efecto en las variaciones interanuales de la temperatura media tropical y global (figura 1d). Se han registrado temperaturas anuales relativamente elevadas durante episodios de El Niño, como en 1997-1998.

La variabilidad de las temperaturas globales en superficie observadas entre 1870 y 2010 (figura 1a) refleja las influencias combinadas de factores naturales (solares, volcánicos e internos; figura 1b-d), superpuestas a la tendencia de calentamiento multidecenal provocada por factores antropógenos (figura 1e). Por último, la caída de la actividad solar durante el último mínimo solar hace algunos años (figura 1b) plantea la cuestión de su influencia sobre el clima en el futuro. A pesar de las incertidumbres respecto de la actividad solar futura, hay un nivel de confianza alto en que los efectos de la actividad solar dentro del rango de grandes máximos y mínimos solares será menor que los cambios debidos a los efectos antropógenos

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Las grandes erupciones volcánicas influyen en el clima porque inyectan gas de dióxido de azufre (SO2) a la atmósfera alta (también denominada estratosfera), que reacciona con el agua y forma nubes de gotitas de ácido sulfúrico. Estas nubes reflejan la radiación solar hacia el espacio. De esta manera, la energía de la radiación no alcanza la superficie de la Tierra que, en consecuencia, se enfría, al igual que también se enfría la atmósfera baja. Estas nubes de ácido sulfúrico presentes en la atmósfera alta también absorben localmente energía de Sol, la Tierra y la atmósfera baja, lo que calienta la atmósfera alta (ver figura 1). Por ejemplo, en términos de enfriamiento en superficie, la erupción en 1991 del monte Pinatubo en Filipinas inyectó unos 20 millones de toneladas de SO2 a la estratosfera, lo que produjo un enfriamiento de la Tierra de unos 0,5 °C durante un año. Globalmente, las erupciones también reducen la precipitación, porque la menor cantidad de radiación de onda corta entrante, en la superficie se compensa por una reducción del calor latente (por ejemplo, de evaporación y, por tanto, lluvia).

A los efectos de predicción del clima, cabe esperar que se produzcan erupciones que provocan un enfriamiento global de la superficie y un calentamiento de la atmósfera alta significativo por un plazo de un año aproximadamente. El problema es que, si bien es posible detectar que un volcán registra más actividad, no se puede detectar el momento preciso de una erupción o la cantidad de SO2 que inyectará a la atmósfera alta y la forma en que ese SO2 se dispersará. Esta es una fuente de incertidumbre de las predicciones climáticas. Las grandes erupciones volcánicas producen muchas partículas llamadas ceniza o tefra. Sin embargo, estas partículas se precipitan de la atmósfera rápidamente, al cabo de unos días o semanas, por lo que no afectan al clima global. Por ejemplo, en 1980 la erupción del monte Santa Helena afectó a las temperaturas en superficie del noroeste de Estados Unidos durante varios días, pero, como emitió poca cantidad de SO2 a la estratosfera, no causó un impacto climático detectable a nivel global. Cuando las grandes erupciones en latitudes altas inyectan azufre a la estratosfera, producen un efecto solamente en el hemisferio en el que se producen que dura únicamente un año como máximo, pues la nube estratosférica que producen tiene un período de vida de tan solo unos meses.

Los volcanes tropicales o subtropicales producen un enfriamiento global mayor en la superficie o la troposfera. Esto se debe a que las nubes de ácido sulfúrico que se forman en la atmósfera alta duran entre uno o dos años y pueden cubrir gran parte del planeta. Sin embargo, resulta difícil predecir sus impactos climáticos a nivel regional, pues la dispersión de los aerosoles de sulfatos estratosféricos depende en gran medida de las condiciones de viento atmosféricas en el momento de la erupción. Asimismo, el efecto de enfriamiento en superficie no suele ser uniforme: como los continentes se enfrían más que el océano, el monzón de verano puede debilitarse, reduciéndose así la lluvia en Asia y África. La respuesta climática se complica aún más por el hecho de que las nubes formadas en la atmósfera alta tras erupciones volcánicas también absorben luz solar y calor de la Tierra. En consecuencia, la atmósfera alta se calienta más en los trópicos que en las latitudes altas.

Figura 1: Esquema de la forma en que los grandes volcanes tropicales o subtropicales repercuten en las temperaturas de la atmósfera alta (estratosfera) y de la atmósfera baja (troposfera)

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Sí, el océano se está calentando en muchas regiones, a varias profundidades y en distintos períodos, pero no en todas partes ni de forma constante. La señal del calentamiento se observa con más claridad cuando se examinan los promedios globales, o incluso los promedios de las cuencas oceánicas, en períodos de un decenio o más largos.

Es importante conocer que las temperaturas del océano se registran desde hace siglos, pero hasta 1971 aproximadamente las mediciones no fueron lo suficientemente exhaustivas para estimar la temperatura media global de los cientos de metros más superficiales del océano para un año dado. De hecho, antes de 2005, la temperatura media global de la capa superior del océano de un año dado dependía de la metodología que se hubiera empleado para calcularla, este procedimiento se unificó con cobertura mundial después del 2005 a través de red de flotadores diseñados para medir temperatura y salinidad en los océanos.

No obstante, con la información disponible se puede afirmar que las temperaturas medias globales de la capa superior del océano han aumentado a lo largo de escalas temporales decenales desde 1971 a 2010. A pesar de la considerable incertidumbre vinculada a la mayoría de las medias anuales, este calentamiento se considera un resultado sólido. En los primeros 75 m de profundidad en el océano. Mientras que la tendencia del calentamiento medio global ha sido de 0,11, con un rango entre 0.09 a 0.13 °C por decenio en el período mencionado. Por lo general, esta tendencia disminuye entre la superficie y las profundidades medias: hasta los 200 m, el aumento de la temperatura ha sido de 0,04 °C por decenio y, hasta los 500 m, de menos de 0,02 °C. El océano, por su gran masa y alta capacidad calorífica, puede almacenar enormes cantidades de energía. Como la Tierra absorbe más calor que el que emite al espacio, se puede decir que prácticamente todo este exceso de calor penetra en los océanos y se almacena en ellos

Figura 1: Trayectorias de la incorporación oceánica de calor. El océano está estratificado, con el agua más fría y densa en las profundidades (ilustraciones superiores: utilícese el mapa superior como orientación). El agua fría del fondo del Antártico (en azul oscuro) desciende alrededor de la Antártida y luego se desplaza en dirección norte por el suelo oceánico hacia el Pacífico central (ilustración superior izquierda: las flechas que cambian de tonalidad entre el rojo y el blanco indican un calentamiento mayor del agua del fondo en contacto reciente con la superficie del océano) y hacia el Atlántico occidental (ilustración superior derecha), así como también hacia el océano Índico (no ilustrado). Las aguas profundas del Atlántico Norte, menos frías y, por tanto, más ligeras (en azul claro) se hunden en el océano Atlántico Norte septentrional (ilustración superior derecha: la flecha que cambia de tonalidad entre el rojo y el azul en las aguas profundas indica el calentamiento y enfriamiento decenal) y luego se desplazan hacia el sur por encima del agua del fondo del Antártico. Análogamente, en la capa superior del océano (la ilustración inferior izquierda muestra un detalle del océano Pacífico, y la inferior derecha, del Atlántico), las frías aguas intermedias (en cian), se hunden en las regiones subpolares (las fechas que cambian de tonalidad entre el rojo y el blanco indican el calentamiento con el tiempo) antes de desplazarse hacia el ecuador por debajo de las más cálidas aguas subtropicales (en verde) que, a su vez, descienden (las fechas que cambian de tonalidad entre el rojo y el blanco indican un calentamiento fuerte de las aguas intermedias y subtropicales en contacto muy reciente con la superficie) y se desplazan hacia el ecuador por debajo de las aguas tropicales (en naranja), que son las más calientes y ligeras de los tres océanos. Los excesos de calor o frío que entran en la superficie del océano (flechas rojas curvadas encima de la superficie) también se mezclan lentamente hacia abajo (flechas rojas onduladas debajo de la superficie)

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

La tasa de cambio del nivel medio global del mar tuvo un promedio de 1,7 ± 0,2 mm año–1 durante todo el siglo XX y este valor aumentó entre 2,8 y 3,6 mm año–1 desde 1993. Este valor es inusual en el contexto de las variaciones a lo largo de siglos, en los dos últimos milenios. No obstante, se han registrado tasas de cambio del nivel del mar mucho más elevadas durante los últimos períodos de rápida desintegración del manto de hielo, como las transiciones entre períodos glaciales e interglaciares. También los efectos tectónicos excepcionales pueden provocar variaciones locales del nivel del mar muy rápidas, con tasas locales superiores a las tasas de cambio globales actuales.

La medida del nivel del mar refleja una combinación de factores geofísicos y climáticos. Entre los factores geofísicos que afectan al nivel del mar, se encuentra la subsidencia o el ascenso de la tierra, así como los ajustes isostáticos de glaciales. Las influencias climáticas incluyen variaciones de las temperaturas del océano, que causan que el agua de mar se expanda o contraiga, cambios en el volumen de los glaciares y mantos de hielo y los desplazamientos de las corrientes oceánicas.

Debido a los factores geofísicos y climáticos anteriormente expresados se producen cambios desde escalas locales y regionales que generan desvíos significativos en la estimación global de la tasa media de cambio del nivel del mar. Por ejemplo, el nivel del mar local está bajando a una tasa de aproximadamente 10 mm año–1 a lo largo de la costa norte de Suecia (golfo de Bothnia) debido al ascenso actual provocado por el hielo continental que se fundió después del último período glacial. En cambio, el nivel del mar local aumentó a una tasa de ~20 mm año–1 entre 1960 y 2005 al sur de Bangkok, principalmente como respuesta a la subsidencia debida a la extracción de agua subterránea.

Los ciclos climáticos glaciales-interglaciares durante los últimos 500 000 años dieron lugar a variaciones en el nivel del mar global entre 120 y 140 metros aproximadamente. Gran parte de esta variación se produjo hace entre 10 000 y 15 000 años, durante la transición de un período completamente glacial a uno interglaciar, a unas tasas promedio de 10 a 15 mm año–1. Estas tasas elevadas solo se mantienen cuando la Tierra está saliendo de períodos de extrema glaciación, cuando grandes mantos de hielo entran en contacto con los océanos. Por ejemplo, durante la transición del Último Máximo Glacial (hace unos 21 000 años) hasta el interglaciar actual (conocido como Holoceno, que comenzó hace 11 650 años), los depósitos de arrecifes de coral fósiles indican que el nivel global del mar se elevó de forma abrupta entre 14 y 18 m en menos de 500 años. Este episodio, en el que la tasa de elevación del nivel del mar alcanzó más de 40 mm año–1, se conoce como pulso de deshielo 1A. Estos ejemplos de escalas temporales más prolongadas muestran tasas de cambio del nivel del mar mayores que las observadas hoy en día, pero cabe recordar que todas se produjeron bajo circunstancias especiales: en épocas de transición de condiciones completamente glaciales a interglaciares; en lugares en los que los efectos a largo plazo de estas transiciones siguen produciéndose; en zonas de gran actividad tectónica o en grandes deltas, en los que predomina la subsidencia provocada por la compactación de sedimentos (en ocasiones amplificado por la extracción de fluidos subterráneos).

Los registros instrumentales y geológicos fundamentan la conclusión de que la actual tasa de cambio del nivel medio global del mar es inusual en relación a la observada y/o estimada durante los últimos dos milenios.

Figura:Figura: En el grafico hay dos imágenes. La Figura a) muestra las estimaciones promedio de la tasa de cambio del nivel medio global del mar (en mm año–1) para cinco intervalos de tiempo: última transición glacial-interglaciar; pulso de deshielo 1A; últimos dos milenios; siglo XX, y era de altímetros satelitales (1993 a 2012). Las columnas azules denotan los intervalos temporales de transición de un período glacial a uno interglaciar, mientras que las columnas naranjas denotan el período interglaciar actual. Las barras negras indican la gama de valores posibles del promedio de la tasa de cambio del nivel medio global del mar. Obsérvese que las épocas de transición entre períodos glaciales e interglaciares se caracterizan por tasas de cambio del nivel medio global del mar generalmente más elevadas. La Figura b) muestra una vista ampliada de la tasa de cambio del nivel medio global del mar durante tres intervalos temporales del período interglaciar actual

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Los cambios de los vientos de superficie, la expansión debida al calentamiento del agua de los océanos y la adición de hielo fundido pueden alterar las corrientes oceánicas, lo que, a su vez, produce cambios en el nivel del mar que varían en función del lugar. Las variaciones pasadas y presentes de la distribución del hielo terrestre influyen en la forma y el cambio gravitatorio de la Tierra, que también causan fluctuaciones del nivel del mar. La influencia de procesos más localizados, como la compactación de sedimentos y los procesos tectónicos, también provocan variaciones en el nivel del mar.

A lo largo de todas las costas, el movimiento vertical del mar o de la superficie terrestre puede provocar cambios en el nivel del mar respecto de la tierra (conocido como nivel del mar relativo). Por ejemplo, un cambio local puede ser consecuencia de un aumento de la altura de la superficie del mar o de un descenso de la altura de la tierra. Durante períodos de tiempo relativamente cortos (entre horas y años), las mareas, las tormentas y la variabilidad climática, como El Niño, son los factores que más influyen en las variaciones del nivel del mar. También pueden influir los terremotos y los deslizamientos de tierra, cuando provocan cambios en la altura de la tierra, y, en ocasiones, los tsunamis. Durante períodos de tiempo más largos (entre decenios y siglos), la influencia del cambio climático, con los consiguientes cambios en el volumen del agua oceánica y el hielo terrestre, es la principal causa del cambio del nivel del mar en la mayoría de regiones. A estas escalas temporales más largas, otros procesos también pueden provocar el movimiento vertical de la superficie terrestre, que pueden dar lugar a cambios sustanciales del nivel del mar relativo.

Desde finales del siglo XX, las mediciones por satélite de la altura de la superficie oceánica respecto del centro de la Tierra (denominada nivel del mar geocéntrico) arrojan tasas diferentes de cambio del nivel del mar geocéntrico alrededor del mundo (ver figura 1). Por ejemplo, en el océano Pacífico occidental, las tasas eran unas tres veces mayores que el valor medio global de aproximadamente 3 mm año–1 entre 1993 y 2012. En cambio, las del Pacífico oriental eran menores que el valor medio global, y en gran parte de la costa occidental de América la altura de la superficie del mar disminuyó durante ese mismo período.

Figura 1: Mapa de las tasas de cambio de la altura de la superficie del mar (nivel del mar geocéntrico) durante el período 1993-2012 obtenidas mediante altimetría satelital. Se incluyen también los cambios del nivel del mar relativo (líneas grises) de determinadas estaciones mareográficas durante el período 1950-2012. A efectos de comparación, también se muestra una estimación del cambio medio global del nivel del mar (líneas rojas) con la serie temporal de cada mareógrafo. Las oscilaciones a corto plazo relativamente grandes registradas en el nivel del mar local (líneas grises) se deben a la variabilidad climática natural descrita en el texto principal. Por ejemplo, las grandes desviaciones regulares en Pago Pago están asociadas al fenómeno El Niño-Oscilación del Sur.

Gran parte de la variación espacial anteriormente ilustrada se debe a la variabilidad climática natural –como los fenómenos El Niño y la Oscilación decenal del Pacífico– durante escalas temporales de entre un año y varios decenios. Estas variaciones climáticas alteran los vientos de superficie, las corrientes oceánicas, la temperatura y la salinidad, y, por tanto, afectan al nivel del mar. La influencia de estos procesos continuará durante el siglo XXI y se superpondrá al patrón espacial del cambio del nivel del mar asociado al cambio climático a largo plazo, que también se produce por los cambios en los vientos de superficie, las corrientes oceánicas, la temperatura y la salinidad, así como el volumen oceánico. Sin embargo, a diferencia de la variabilidad natural, las tendencias a largo plazo se acumulan a lo largo del tiempo y, por ello, está previsto que predominen durante el siglo XXI.

Los mareógrafos miden el nivel del mar relativo, de modo que incluyen los cambios causados por el movimiento vertical tanto de la tierra como de la superficie del mar. En muchas regiones costeras, el movimiento vertical de la tierra es leve, por lo que la tasa a largo plazo del cambio del nivel del mar registrado en los mareógrafos costeros e insulares es similar al valor medio global (véanse los registros en San Francisco y Pago Pago en figura 1). En algunas regiones, el movimiento vertical de la tierra ha influido notablemente. Por ejemplo, la disminución constante del nivel del mar registrada en Estocolmo (figura 1) se debe a la elevación de esta región después de la fusión de un manto de hielo continental de gran tamaño (>1 km de espesor) al final de la última edad de hielo, hace aproximadamente entre 20 000 y 9 000 años. Esta continua deformación de la tierra como respuesta a la fusión de mantos de hielo antiguos contribuye significativamente a los cambios regionales del nivel del mar en América del Norte y Eurasia noroccidental, regiones que estuvieron cubiertas por grandes mantos de huelo durante el momento más álgido de la última edad de hielo.

En otras regiones, este proceso también puede causar subsidencia del terreno, lo que hace que se eleve el nivel del mar relativo, como en Charlottetown, donde se ha observado un aumento relativamente grande en comparación a la tasa media global (figura 1). El movimiento vertical de la tierra como consecuencia del movimiento de las placas tectónicas también puede causar valores diferentes a la tendencia media global del nivel del mar en algunas zonas (especialmente en aquellas ubicadas cerca de zonas de subducción activas, donde una placa tectónica se hunde por debajo de otra). En el caso de Antofagasta (figura 1), esto parece causar una elevación constante de la tierra y, en consecuencia, un descenso relativo del nivel del mar.

Además de las influencias regionales del movimiento vertical de la tierra sobre el cambio del nivel de mar, algunos procesos provocan movimientos de la tierra rápidos pero muy localizados. Por ejemplo, la mayor tasa de aumento respecto de la media global en Manila (figura 1) se debe a la subsidencia del suelo causada por un bombeo intensivo de agua subterránea. La subsidencia del suelo debida a procesos naturales y antropógenos, como la extracción de agua subterránea o de hidrocarburos, es común en muchas regiones costeras, particularmente en grandes deltas fluviales.

Generalmente, se cree que el hielo fundido de los glaciares o de los mantos de hielo de Groenlandia y la Antártida causaría un aumento uniforme del nivel del mar a escala mundial, muy parecido a lo que ocurre cuando se llena una bañera de agua. De hecho, ese hielo fundido provoca variaciones regionales en el nivel del mar debido a una variedad de procesos, tales como cambios en las corrientes oceánicas, los vientos, el campo de gravedad de la Tierra y la altura del terreno. Por ejemplo, los modelos informáticos que simulan estos últimos dos procesos predicen un descenso regional del nivel del mar relativo alrededor de los mantos de hielo en fusión, pues la atracción gravitatoria entre el hielo y el agua oceánica se reduce, y la tierra tiende a elevarse a medida que el hielo se funde (figura 2). Sin embargo, lejos de donde se produce la fusión de los mantos de hielo, domina la elevación del nivel del mar respecto del valor medio global.



Figura 2. Resultado de un modelo que muestra el cambio del nivel del mar relativo debido a la fusión de los mantos de hielo de Groenlandia y de la Antártida occidental a una tasa de 0,5 mm año–1 (con un valor medio global de la elevación del nivel del mar de 1 mm año–1). Los cambios modelados del nivel del mar son menores que el valor medio global en zonas próximas a la zona de fusión de hielos, pero mayores a medida que nos alejamos de estas. (Adaptado de Milne y otros, 2009.)

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Las cubiertas de hielo del océano Ártico y del océano Austral alrededor de la Antártida tienen características bastante diferentes y, por tanto, experimentan cambios diferentes con el tiempo. En los últimos 34 años (1979 a 2012), la extensión media anual del hielo marino del Ártico se redujo un 3,8% por decenio. El espesor medio en invierno del hielo marino del océano Ártico se redujo en aproximadamente 1,8 m entre 1978 y 2008 y su volumen total (masa) ha mermado durante todas las épocas del año. La reducción más rápida del valor mínimo en verano de la extensión del hielo marino es consecuencia de estas tendencias. Por el contrario, durante el mismo período de 34 años, se ha registrado un ligero aumento de un 1,5% por decenio en la extensión total de hielo marino en el Antártico. No obstante, existen importantes diferencias regionales en los cambios producidos alrededor de la Antártida. Se dispone de mediciones insuficientes del espesor del hielo marino del Antártico para valorar si el volumen total (masa) ha disminuido o aumentado, o si se mantiene estable.

Parte del hielo de la cuenca del Ártico perdura durante varias estaciones y aumenta su espesor por la congelación del agua de mar en la base y por deformación. El espesor del hielo marino estacional aumenta únicamente unos 2 m, pero el del hielo de más de un año (hielo perenne) puede aumentar varios metros. El hielo marino del Ártico se mueve a la deriva por la cuenca, empujado por el viento y las corrientes oceánicas: el patrón medio de deriva predominante es una circulación en sentido de las agujas del reloj en el Ártico occidental y una corriente transpolar de deriva que lleva el hielo marino siberiano a través del Ártico y lo saca de la cuenca por el estrecho de Fram.

Los registros submarinos y satelitales indican que el espesor del hielo del Ártico y, por tanto, su volumen total, también está mermando. Las variaciones de las cantidades relativas de hielo perenne y estacional contribuyen a la reducción del volumen de hielo. En el registro de 34 años, aproximadamente un 17% de este tipo de hielo marino por decenio se ha perdido por fusión y salida de la cuenca desde 1979, y un 40% desde 1999. Aunque la zona de la cubierta de hielo marino del Ártico puede fluctuar de año a año debido a la producción estacional variable, es lento el ritmo de recuperación de la proporción de hielo perenne espeso y el volumen total de hielo marino.

A diferencia del Ártico, la cubierta de hielo alrededor de la Antártida está limitada en las latitudes al norte de los 78°S debido a la presencia de la masa terrestre continental. La cubierta de hielo del Antártico es considerablemente estacional, por lo que su espesor medio en el período de extensión máxima en septiembre es de tan solo alrededor de 1 m.

Cerca de la costa antártica, la deriva del hielo marino es predominantemente de este a oeste, pero, más hacia el norte, es de oeste a este y considerablemente divergente. Es posible encontrar patrones bien definidos de circulación en el sentido de las agujas del reloj que transportan hielo hacia el norte en los mares de Weddell y Ross. Al este de la Antártida, en cambio, la circulación es más variable. La extensión de la capa de hielo marino al norte depende, en parte, de la deriva divergente, que en los meses de invierno propicia la formación de hielo nuevo en zonas de mar libre persistente (polinias) a lo largo del litoral.

Como resultado, el agua de estas zonas de formación de hielo tiene mayor contenido de sal y es, por tanto, más densa y se convierte en una de las fuentes primarias del agua de las capas más profundas de los océanos del mundo.

Durante el mismo registro satelital de 34 años, la extensión anual de hielo marino del Antártico aumentó aproximadamente un 1,5% por decenio. Sin embargo, hay diferentes tendencias entre las regiones: se han registrado disminuciones en los mares de Bellingshausen y Amundsen, pero un aumento mayor en la extensión de hielo marino del mar de Ross, que es el que más influye en la tendencia general. Se desconoce si este pequeño aumento general de la extensión de hielo del Antártico es significativo como indicador del clima porque la extensión varía considerablemente de año a año y de un lugar a otro en el continente. Los resultados de un estudio reciente sugieren que estas marcadas diferencias de tendencias en la cubierta de hielo podrían deberse a las tendencias de la velocidad del viento y a patrones regionales. Sin mejores estimaciones del espesor y volumen del hielo, es difícil determinar la forma en que la capa de hielo marino del Antártico está respondiendo al cambio climático, o qué parámetros del clima resultan más influyentes.

El entorno y los procesos físicos que afectan al estado de la capa de hielo del Ártico y el Antártico son considerablemente diferentes. Por eso, sus respuestas al cambio climático son dispares. El registro extenso e ininterrumpido de observaciones satelitales ha proporcionado una imagen clara de la disminución de la capa de hielo marino del Ártico, pero se dispone de otras evidencias que nos impiden sacar conclusiones claras sobre los cambios generales producidos en el hielo del

Figura 1: Patrón de circulación medio del hielo marino y tendencias decenales (%) de las anomalías anuales de la extensión de hielo (es decir, tras eliminar el ciclo estacional) en diferentes sectores del Ártico y el Antártico. Las flechas muestran la dirección y magnitud promedio de la deriva de hielo. La capa de hielo media del período comprendido entre 1979 y 2012 obtenida de observaciones satelitales en su extensión máxima (mínima) está representada con el sombreado violáceo (gris).

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Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Los glaciares de muchas cadenas montañosas del mundo están desapareciendo como consecuencia de los aumentos de la temperatura atmosférica de los últimos decenios. Se ha observado que están desapareciendo glaciares en el Ártico canadiense y las Montañas Rocosas, los Andes, la Patagonia, los Alpes europeos, las montañas Tián, también en montañas tropicales de América del Sur, África y Asia, y en otros lugares. En estas regiones han desaparecido más de 600 glaciares en los últimos decenios.

En todas las regiones montañosas que poseen glaciares en la actualidad, el volumen glaciar ha disminuido considerablemente en los últimos 150 años. En ese período, muchos glaciares pequeños han desaparecido. Con algunas excepciones locales, la retracción de los glaciares (reducción del área y volumen) ya era generalizada en la década de 1940 y particularmente marcada desde la década de 1980. Sin embargo, también hubo períodos de relativa estabilidad durante las décadas de 1890, 1920 y 1970, como se desprende de las mediciones a largo plazo de los cambios de longitud y de la modelación del balance de masa.

Las mediciones convencionales, así como las obtenidas desde aeronaves y satélites, proporcionan sólidas evidencias de que en la mayoría de las regiones con glaciares, la tasa de reducción de la superficie glaciar fue mayor en los dos últimos decenios que en los anteriores, y de que los glaciares continúan retrayéndose. No obstante, en algunas regiones, hay glaciares individuales que presentan un comportamiento diferente y que han avanzado al mismo tiempo que la mayoría se ha retraído (por ejemplo, en las costas de Nueva Zelandia, Noruega y la Patagonia austral (Chile), o en la cordillera del Karakórum en Asia. En general, estos avances de los glaciares son resultado de condiciones topográficas y/o climáticas especiales (como un aumento de la precipitación).

Un glaciar puede tardar varios decenios en ajustar su extensión a un cambio instantáneo del clima, por lo que la mayoría de los glaciares son actualmente más grandes de lo que serían si estuvieran en equilibrio con el clima actual. Dado que el tiempo necesario para que se produzca este ajuste aumenta con el tamaño del glaciar, los glaciares más grandes continuarán retrayéndose en los próximos decenios aunque las temperaturas se estabilizaran. Los más pequeños también seguirían contrayéndose, pero ajustarían su extensión más rápidamente y muchos de ellos terminarían desapareciendo por completo.

Son muchos los factores que influyen en el futuro desarrollo de cada glaciar y que determinarán si este desaparecerá: por ejemplo, el tamaño, la pendiente, la elevación, la distribución de la superficie según la elevación y las características de la superficie (por ejemplo, la capa de detritos). Estos factores varían considerablemente entre regiones y también entre glaciares cercanos. Los factores externos, como la topografía circundante y el régimen climático, también son importantes para la evolución futura del glaciar. En escalas temporales cortas (uno o dos decenios), cada glaciar responde al cambio climático de forma individual y diferenciada en detalle.

En un principio, todos los glaciares tienen un área de acumulación (en blanco) por encima y un área de ablación (en azul claro) por debajo de la altitud de la línea de equilibrio (figura 1a). A medida que la altitud de la línea de equilibrio asciende, el área de acumulación se contrae y el de ablación se expande, lo que conlleva el aumento de la superficie sobre la que se pierde hielo por fusión (figura 1b). Como consecuencia de este desequilibrio, se produce una pérdida general de hielo. Después de varios años, el frente del glaciar se retrae y el área de ablación se reduce hasta que el glaciar haya ajustado su extensión al nuevo clima (figura 1c). En las zonas donde el cambio climático es lo suficientemente intenso para elevar la altitud de la línea de equilibrio por encima del punto más alto del glaciar (figura 1b, derecha), el glaciar terminará desapareciendo por completo (figura 1c, derecha). Los glaciares más elevados, que mantienen sus áreas de acumulación, se reducirán, pero no desaparecerán (figura 1c, izquierda y centro). Es posible que un gran glaciar de valle pierda una gran parte de su lengua, que probablemente dejaría en su lugar un lago (figura 1c, izquierda). Además de la temperatura del aire, los cambios en la cantidad y estacionalidad de las precipitaciones también influyen en la variación de la altitud de la línea de equilibrio. La dinámica de los glaciares (por ejemplo, la velocidad de flujo) también contribuye, pero no se tiene en cuenta en este esquema simplificado.

Figura 1: Esquema de tres tipos de glaciares a diferentes alturas y su respuesta a un ascenso de la altitud de la línea de equilibrio (ALE). a) En un clima determinado, la altitud de la línea de equilibrio tiene una altitud específica (ALE1) y todos los glaciares tienen un tamaño específico. b) Debido a un aumento de la temperatura, la altitud de la línea de equilibrio asciende hasta alcanzar una altitud nueva (ALE2), lo que da lugar inicialmente a una reducción del área de acumulación y a un área de ablación mayor en todos los glaciares. c) Una vez que el tamaño del glaciar se ha ajustado a la nueva altitud de la línea de equilibrio, el glaciar de valle (izquierda) ha perdido su lengua de hielo y el glaciar pequeño (derecha) ha desaparecido por completo.

En resumen, el destino de los glaciares variará tanto en función de sus características específicas como de las condiciones climáticas futuras. Desaparecerán más glaciares; otros perderán la mayor parte de sus porciones bajas, y otros puede que no cambien sustancialmente. Los glaciares cuya la altitud de la línea de equilibrio ya se encuentre por encima de la elevación máxima del glaciar desaparecerán por completo, a menos que el clima se enfríe. Asimismo, desaparecerán todos los glaciares ubicados en regiones donde la altitud de la línea de equilibrio supere su altitud máxima en el futuro

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Los mantos de hielo de Groenlandia y la Antártida son los reservorios de agua dulce más grandes del planeta y, como tales, han contribuido al cambio del nivel del mar durante tiempos geológicos y recientemente. Ganan masa por acumulación de nieve caída y la pierden por ablación superficial (principalmente fusión de hielo) y aflujo en sus límites marinos, ya sea hacia una plataforma de hielo flotante o directamente al océano por desprendimiento de icebergs.

Como resultado del aumento en la acumulación, el nivel medio global del mar desciende, mientras que el incremento de la ablación superficial y el aflujo hacen que se eleve. Las fluctuaciones de estos flujos de masa dependen de diversos procesos, tanto dentro del manto de hielo como fuera, en la atmósfera y los océanos. Sin embargo, en el transcurso de este siglo, la pérdida de masa parece superar a la ganancia, de modo que cabe esperar una continua contribución positiva al nivel global del mar.

Durante milenios, el lento flujo horizontal de un manto de hielo transporta masa de áreas de acumulación neta (generalmente, en zonas interiores de gran elevación) a áreas de pérdida neta (generalmente, la periferia de poca elevación y el perímetro costero). Actualmente, Groenlandia pierde prácticamente una mitad de su hielo acumulado por ablación superficial y la otra, por desprendimiento. La Antártida, en cambio, pierde prácticamente toda su acumulación por desprendimiento y fusión submarina de sus plataformas de hielo periféricos. Las plataformas de hielo flotan, por lo que su pérdida tiene un efecto directo despreciable en el nivel del mar, pero pueden afectarlo de forma indirecta, ya que alteran el balance de masa de su manto de hielo de origen (véase más adelante).

Las estimaciones de la contribución de los mantos de hielo de la Antártida al nivel del mar durante los últimos decenios varían considerablemente, pero recientemente se han conseguido avances importantes que permiten conciliar las observaciones. Hay fuertes indicios de que el mayor aflujo (principalmente en la Antártida occidental) compensa en la actualidad los aumentos de acumulación de nueve (principalmente en la Antártida oriental), lo que implica una tendencia de elevación del nivel del mar. El nivel del mar podría aumentar si los efectos de la inestabilidad marina se tornasen importantes, pero hasta la fecha no se dispone de evidencias suficientes para determinar inequívocamente al precursor de esta regresión inestable. Se proyecta que la contribución del cambio del aflujo a la elevación del nivel del mar en 2100 será de entre – 20 mm (es decir, descenso) y 185 mm, aunque es posible que el impacto incierto de la inestabilidad de los mantos de hielo marinos haga que aumente esta cifra en varias décimas de metro. En general, el aumento de precipitación de nieve parece que únicamente compensaría parcialmente la elevación del nivel del mar causado por un mayor aflujo.

En Groenlandia, la pérdida de masa por más ablación superficial y aflujo domina sobre una posible tendencia reciente al aumento de acumulación en el interior. La pérdida de masa estimada debida a ablación superficial se ha duplicado desde principios de la década de 1990. Se prevé que esta tendencia continúe durante el próximo siglo, ya que una mayor parte del manto de hielo experimentará ablación superficial durante períodos más largos. De hecho, las proyecciones para el siglo XXI sugieren que predominará una mayor pérdida de masa sobre un aumento leve de la acumulación. El recongelamiento del agua fundida en los bancos de nieve en la parte alta del manto de hielo produce un intenso (aunque quizá temporalmente) efecto atenuador en la relación entre el calentamiento atmosférico y la pérdida de masa.

Figura 1: Síntesis ilustrativa de los cambios en el balance de masa superficial y el aflujo proyectados para 2100 en los mantos de hielo de a) Groenlandia y b) la Antártida. Los colores de los mapas indican el cambio en el balance de masa superficial proyectado entre el principio y el final del siglo XXI, calculado a partir del modelo climático atmosférico regional RACMO2 bajo los escenarios de calentamiento futuro A1B (Antártida) y RCP4,5 (Groenlandia). Las situaciones de las líneas de equilibrio promedio de Groenlandia durante los dos períodos considerados figuran en violeta y verde, respectivamente. Los márgenes de los mantos de hielo y las líneas de contacto están ilustradas con líneas negras, así como también los sectores de los mantos de hielo. En Groenlandia, los resultados de la modelización de las líneas de flujo de los cuatro principales glaciares de aflujo se muestran en los cuatro gráficos insertados. En el mapa de la Antártida, las anillas coloreadas reflejan el cambio proyectado en el aflujo calculado sobre la base de una extrapolación probabilística de tendencias observadas. Los radios externo e interno de cada anilla indican los extremos superiores e inferiores del rango de dos tercios de probabilidad de la contribución, respectivamente (véase la escala en la esquina superior derecha): el rojo denota pérdida de masa (elevación del nivel del mar (ENM)) y el azul, acumulación de masa (descenso del nivel del mar). Por último, también se muestra la contribución al nivel del mar de cada manto de hielo (gráfico en la parte superior de ambos mapas); el gris claro indica el balance de masa superficial (el experimento de los modelos utilizado para generar el mapa del balance de masa superficial se muestra con una línea discontinua), y el gris oscuro, el aflujo. Todas las proyecciones se refieren al rango de probabilidad de dos tercios en todos los escenarios.

El manto de hielo de Groenlandia ha contribuido a la elevación del nivel medio global del mar durante los últimos decenios y se espera que esta tendencia se intensifique durante este siglo. A diferencia de la Antártida, en Groenlandia no se tiene constancia de inestabilidades a gran escala que pudieran generar un aumento abrupto del nivel del mar durante el siglo XXI. Sin embargo, puede que exista un umbral de no retorno, de modo que la retracción continua pudiera volverse irreversible a escalas temporales de varios siglos, incluso aunque el clima tuviera que volver a un estado preindustrial en escalas temporales seculares. Si bien es posible que la pérdida de masa por desprendimiento de icebergs aumente en los próximos decenios, este proceso terminará finalmente cuando los márgenes de hielo retrocedan en los lechos de roca por encima del nivel del mar donde se encuentra la mayor parte de los mantos de hielo.

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

El permafrost es el suelo que está permanentemente congelado, que se encuentra principalmente en las latitudes altas del Ártico. El permafrost, en particular el que se encuentra debajo del mar en las plataformas poco profundas del océano Ártico contiene depósitos de carbono orgánico antiguos. Parte de ellos son depósitos de la última glaciación y contienen al menos el doble de la cantidad de carbono que actualmente está presente en la atmósfera en forma de dióxido de carbono (CO2). Si una porción considerable de este carbono se liberase como metano (CH4) y CO2, las concentraciones atmosféricas de estos gases aumentarían, lo que daría lugar a temperaturas más elevadas. Esto, a su vez, provocaría más liberación de metano y CO2, creándose así una retroalimentación positiva, lo que ocasionaría una intensificación del calentamiento global.

Actualmente el Ártico constituye un sumidero neto de CO2 ya que secuestra alrededor de 0,4 ± 0,4 PgC año–1 en la creciente vegetación lo que representa cerca de un 10% del sumidero global terrestre actual. También es una fuente de emisión de CH4 que alcanza entre 15 y 50 Tg (CH4) año–1 principalmente de humedales deshelados estacionalmente que representan alrededor de un 10% de la fuente global de CH4 proveniente de humedales. Hasta la fecha, no se dispone de evidencias claras de que el deshielo contribuya significativamente a los balances globales actuales de estos dos gases de efecto invernadero. Sin embargo, en condiciones de calentamiento sostenido del Ártico, los estudios de modelos y la opinión de los expertos indican, con un nivel de acuerdo medio, que en torno al año 2100 podría producirse una liberación combinada de hasta 350 PgC en forma de CO2 equivalente.

Figura 1: Gráfico simplificado de los principales depósitos y flujos de carbono en el Ártico, incluyendo el permafrost en tierra, en plataformas continentales y en el océano. (Adaptación de McGuire y otros, 2009, y Tarnocai y otros, 2009.) TgC = 1012 gC y PgC = 1015 gC.

Los estudios de modelación sobre la dinámica del permafrost y de emisiones de gases de efecto invernadero indican una retroalimentación positiva relativamente lenta, a escalas temporales de cientos de años. Hasta el año 2100, podrían liberarse hasta 250 PgC en forma de CO2 y hasta 5 Pg en forma de CH4. Debido al mayor potencial de calentamiento por efecto invernadero del CH4, eso correspondería a 100 PgC más de CO2 equivalente liberado hasta el año 2100. Estas cantidades tienen una magnitud similar a otras retroalimentaciones biogeoquímicas, por ejemplo, el CO2 adicional liberado como consecuencia del calentamiento global de los suelos terrestres. Sin embargo, los modelos actuales no incluyen toda la complejidad de los procesos que ocurren en el Ártico cuando se deshiela el permafrost, tal como la formación de lagos y balsas.

Los hidratos de metano son otra forma de carbono congelado que se producen en suelos de permafrost profundos, plataformas oceánicas, pendientes de plataformas y en los sedimentos de las profundidades abisales del océano. Los hidratos de metano son conglomerados de moléculas de CH4 y agua que solo son estables en lugares específicos de temperaturas bajas y presiones altas. En tierra y en el océano, la mayoría de estos hidratos se originan a partir del carbono biogénico marino o terrestre, descompuesto en ausencia de oxígeno y atrapado en un medio acuático en condiciones de temperatura y presión adecuadas.

El calentamiento de los suelos de permafrost, aguas oceánicas y sedimentos y/o la variación de la presión podría desestabilizar estos hidratos, lo que provocaría la liberación de su CH4 al océano. Durante episodios de liberaciones más grandes y esporádicas, una fracción de ese CH4 también podría emitirse a la atmósfera. Existe una gran acumulación de estos hidratos: solo en el Ártico, la cantidad de CH4 almacenado en forma de hidratos podría ser más de 10 veces mayor que el CH4 presente en la atmósfera global. Al igual que el deshielo de permafrost, la liberación de hidratos en tierra es un proceso lento que dura entre decenios y siglos. Las regiones oceánicas más profundas y los sedimentos del fondo tardarán aún más: entre siglos y milenios para calentarse lo suficiente y desestabilizar los hidratos que contienen. Además, el metano liberado en aguas profundas tiene que alcanzar la superficie y la atmósfera antes de que pueda ser activo desde el punto de vista climático, pero, antes de llegar a este punto, lo normal es que los microorganismos consuman la mayoría. Solo el CH4 proveniente de hidratos en plataformas poco profundas, como en el océano Ártico al norte de Siberia oriental, podría llegar realmente a la atmósfera y tener un impacto climático.

Diversos estudios recientes han documentado emisiones de CH4 localmente significativas en la plataforma siberiana del Ártico y desde los lagos siberianos. Se desconoce qué cantidad de este CH4 se origina de la descomposición del carbono orgánico o de la desestabilización de los hidratos. Tampoco se dispone de datos para determinar si estas fuentes se han visto estimuladas por el calentamiento regional reciente o si siempre han existido (es posible que estas fugas de CH4 hayan estado presentes desde la última desglaciación). En cualquier caso, esas fuentes representan una contribución muy pequeña al balance de CH4 global (menos de un 5%). Esto también se confirma por las observaciones de la concentración de CH4 atmosférico, que no muestran ningún aumento sustancial en el Ártico.

Sin embargo, los estudios y la opinión de los expertos indican que las emisiones de CH4 y CO2 aumentarán en condiciones de calentamiento del Ártico y que proporcionarán una retroalimentación climática positiva. A lo largo de siglos, esta retroalimentación será moderada, de una magnitud similar a la de otras retroalimentaciones clima-ecosistema terrestre. Sin embargo, a lo largo de milenios y períodos más largos, las liberaciones de CO2 y CH4 del permafrost y de plataformas y de las pendientes de estas son mucho más importantes como consecuencia de las grandes acumulaciones de hidratos de carbono y metano implicadas.

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

El flujo y el almacenamiento de agua en el sistema climático de la Tierra son altamente variables, pero se prevén cambios ajenos a los causados por la variabilidad natural hacia finales del siglo XXI. En un planeta más caliente, se producirá un aumento neto de la lluvia, la evaporación en superficie y la transpiración de las plantas. Sin embargo, estos cambios variarán considerablemente en función del lugar. Algunas zonas experimentarán más precipitación y una acumulación de agua en tierra. En otras, la cantidad de agua disminuirá debido a sequías regionales y a la pérdida del manto de nieve y hielo.

El ciclo del agua incluye el agua almacenada en la Tierra en todos sus estados, junto con el agua en movimiento por el sistema climático del planeta. En la atmósfera, el agua se encuentra principalmente en estado gaseoso, en forma de vapor de agua, pero también se encuentra en forma de hielo y en estado líquido en las nubes. Por supuesto, el océano contiene principalmente agua líquida, pero en las regiones polares también está parcialmente cubierto de hielo. En tierra, el agua se presenta en estado líquido como agua superficial – por ejemplo, lagos y ríos – humedad del suelo y agua subterránea. En tierra también encontramos agua en estado sólido en mantos de hielo, glaciares, nieve y hielo en la superficie y el permafrost y en los suelos estacionalmente congelados.

En el futuro, en algunas partes del mundo se intensificará el ciclo del agua, o sea, se transportarán más cantidades de agua y los movimientos de entrada y salida del agua en los reservorios de almacenamiento serán más rápidos. Sin embargo, en otras partes del sistema climático se experimentará una disminución considerable de agua y, por tanto, habrá menos movimiento de esta. Es posible que incluso desaparezcan algunos acuíferos. A medida que se caliente la Tierra, se irán produciendo algunas características generales del cambio simplemente en respuesta a un clima más cálido. Estos cambios están gobernados por la cantidad de energía que el calentamiento global añade al sistema climático. El hielo en todas sus formas se fundirá más rápido y tendrá menos extensión. Por ejemplo, según algunas simulaciones evaluadas en Vto. informe del IPCC, el hielo marino del Ártico en verano desaparecerá antes de mediados de este siglo. La atmósfera tendrá más vapor de agua; de hecho, las observaciones y los resultados de los modelos indican que esto ya ocurre. Hacia finales del siglo XXI, la cantidad media de vapor de agua en la atmósfera podría aumentar entre un 5% y un 25%, dependiendo de la cantidad de emisiones humanas de gases de efecto invernadero y de partículas radiativamente activas, como el humo. El agua se evaporará más rápido de la superficie y el nivel del mar aumentará debido a la expansión de las aguas oceánicas calientes y del hielo terrestre que se va fundiendo y fluye hacia el océano (ver siguiente figura).

Es muy importante tener en cuenta que el ser humano también interviene directamente en el ciclo del agua mediante la gestión del agua y los cambios de uso del suelo. Los cambios en la distribución de la población y las prácticas hídricas pueden producir cambios adicionales en el ciclo del agua.

Los cambios climáticos proyectados a partir de las simulaciones evaluadas en este informe del IPCC, generalmente muestran un aumento de la precipitación en partes de los trópicos profundos y en latitudes polares que podría ser superior en un 50% al final del siglo XXI con el escenario de emisiones extremas. En cambio, en grandes regiones subtropicales la precipitación podría descender un 30% o más. En las regiones tropicales, parece que estos cambios están sujetos a los aumentos del vapor de agua atmosférico y los cambios de la circulación atmosférica que producen una mayor concentración de vapor de agua en los trópicos y, por tanto, generan más lluvias tropicales. En las regiones subtropicales, a pesar del calentamiento experimentado, estos cambios en la circulación simultáneamente hacen que disminuyan las lluvias. Dado que en las regiones subtropicales se encuentran la mayoría de los desiertos del planeta, estos cambios suponen un aumento de la aridez en zonas que ya son secas y, posiblemente, la expansión de los desiertos.

Figura 1. Diagrama esquemático de los cambios proyectados en los componentes principales del ciclo del agua. Las flechas azules indican los principales tipos de cambios de movimiento del agua por el sistema climático de la Tierra, tales como el transporte de agua por los vientos extra tropicales hacia los polos, la evaporación desde la superficie y la escorrentía desde la tierra a los océanos. Las regiones sombreadas denotan áreas con más probabilidades de desecarse o humedecerse. Las flechas amarillas indican un cambio importante de la circulación atmosférica debido a la circulación de Hadley, cuyos movimientos ascendentes favorecen lluvias tropicales y las impiden en las regiones subtropicales. Las proyecciones de los modelos indican que la circulación de Hadley desplazará su rama descendente hacia los polos en los dos hemisferios, lo que acarreará las consiguientes sequías. Se proyectan condiciones más húmedas en las latitudes altas, ya que una atmósfera más caliente favorecerá una mayor precipitación, haciendo que sea mayor el movimiento de agua en estas regiones

REFERENCIA:
Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124

Los cambios en el contenido de vapor de agua de la atmósfera son evidencias sólidas de que el ciclo hidrológico ya ha comenzado a reaccionar ante el calentamiento del clima. También son evidencia de ello los cambios en la distribución de la salinidad oceánica, que, al no haber observaciones a largo plazo de la lluvia y la evaporación sobre los océanos, se ha convertido en un pluviómetro indirecto.

Las observaciones desde la década de 1970 indican un aumento del vapor de agua presente en la superficie terrestre y en la atmósfera inferior a una tasa conforme al calentamiento observado. Además, las proyecciones indican que la evaporación y la precipitación se intensificarán con un clima más cálido.

Los cambios registrados en la salinidad oceánica en los últimos 50 años respaldan esas proyecciones. El agua de mar contiene tanto agua salada como agua dulce y su salinidad es una función del peso de las sales disueltas que contiene. Dado que la cantidad total de sal, que proviene de la meteorización de las rocas, no cambia a escalas temporales humanas, la salinidad del agua de mar solo puede verse alterada a lo largo de días o siglos por la adición o sustracción de agua dulce.

La atmósfera conecta las regiones del océano con pérdida neta de agua dulce con las de ganancia, mediante el traslado de vapor de agua de un lugar a otro. La distribución de la salinidad en la superficie oceánica refleja en gran medida el patrón espacial de la evaporación menos la precipitación, la escorrentía desde tierra y los procesos del hielo marino. Se han producido algunas alteraciones en los patrones de unos procesos respecto de otros debido a las corrientes oceánicas. De esta forma las aguas subtropicales son altamente salinas porque la evaporación es superior a la precipitación, mientras que el agua del mar en latitudes más altas y en los trópicos, donde cae más lluvia de la que se evapora, es menos salina. El océano Atlántico, la cuenca oceánica con más contenido de sal, pierde más agua dulce por evaporación que la que gana por precipitación. En cambio, el Pacífico es prácticamente neutro (es decir, la ganancia por precipitación es aproximadamente la misma que la pérdida por evaporación) y en el océano Austral (la región alrededor de la Antártida) predominan las precipitaciones.

Por otro lado, es posible medir la lluvia sobre el océano de forma efectiva y precisa con la salinidad oceánica, ya que esta refleja y suaviza la diferencia entre el agua que el océano incorpora por precipitación y la que pierde por evaporación, ambas irregulares y episódicas. La salinidad oceánica también se ve afectada por la escorrentía del agua de los continentes y por la fusión y el congelamiento del hielo marino o del hielo glaciar flotante. El agua dulce añadida por la fusión de hielo en tierra modificará la salinidad media global, pero los cambios producidos hasta la fecha son demasiado pequeños como para ser observados.

Figura 1. Los cambios de la salinidad de la superficie del mar están relacionados con los patrones atmosféricos de evaporación menos precipitación (E – P) y con las tendencias del agua precipitable total: a) Tendencia lineal (1988 a 2010) del agua precipitable total (vapor de agua integrado desde la superficie terrestre a través de toda la atmósfera) (kg m–2 por decenio) obtenida a partir de observaciones satelitales (reproductor de imágenes con detector especial en microondas) (según Wentz y otros, 2007) (gama de azul: más húmedo; gama de amarillo: más seco); b.) La E – P neta media climatológica (cm año–1) del período entre 1979 y 2005 obtenida a partir de reanálisis meteorológicos (Centros Nacionales de Predicción del Medio Ambiente/Centro Nacional de Investigaciones Atmosféricas; Kalnay y otros, 1996) (gama de rojo: evaporación neta; gama de azul: precipitación neta); c) Tendencia (1950 a 2000) de la salinidad superficial (PSS78 por 50 años) (según Durack y Wijffels, 2010) (gama de azul: disminución de la salinidad; gamas de amarillo y rojo: aumento de la salinidad). d) Salinidad superficial media climatológica (PSS78) (gama de azul: <35; gamas de amarillo y rojo: >35).

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Tomado de: Cambio Climático, 2013, Bases físicas. Resumen para responsables de políticas. Informe del Grupo de trabajo I del IPCC. Resumen técnico. Informe aceptado por el Grupo de trabajo I del IPCC pero no aprobado en detalle y Preguntas frecuentes. Parte de la contribución del Grupo de trabajo I al Quinto Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. Ed. Thomas F. Stocker, Dahe Qin, Gian-Kasper Plattner, Melinda M.B. Tignor, Simon K. Allen, Judith Boschung, Alexander Nauels, Yu Xia, Vincent Bex , Pauline M. Midgley. © 2013 Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático. ISBN 978-92-9169-338-2. Pp 123-124