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SITUACION AMBIENTAL INTERNACIONAL Cambio climático -
Grupo
intergubernamental de expertos sobre el cambio climático |
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Cambio climático 2001: La base científica - Resúmenes del Grupo de Trabajo I Índice Resumen técnico |
LA OPINION DE DSOSTENIBLE NO NECESARIAMENTE COINCIDE CON LA OPINION DE LOS COUMNISTAS. A RAIZ DE CUALQUIER NOTA PUBLICADA EN ESTA PAGINA SE CONCEDERA DERECHO A REPLICA A QUIEN LO SOLICITE CON LA FINALIDAD DE MOSTRAR OTRO ENFOQUE SOBRE EL MISMO TEMA, ENRIQUECIENDO DE ESTA MANERA, LOS DEBATES QUE SE GENEREN.
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La "aceptación" de los
informes del IPCC en un período de sesiones del grupo de trabajo o del
grupo de expertos significa que el texto no ha sido sometido a examen y
consenso párrafo por párrafo, pero no obstante presenta una visión amplia,
objetiva y equilibrada del asunto en cuestión. Coordinadores
principales: Redactores: A. Introducción El Grupo
Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (IPCC) fue creado
por la Organización Meteorológica Mundial (OMM) y el programa de las
Naciones Unidas para el Medio Ambiente (PNUMA) en 1988. El objetivo era y
sigue siendo proporcionar una evaluación de la comprensión de todos los
aspectos del cambio climático1, incluso cómo las actividades humanas
pueden provocar esos cambios y sufrir sus consecuencias. Se había
reconocido ampliamente que las emisiones de gases de efecto invernadero
(GEI) en las que influyen los seres humanos pueden alterar el sistema
climático (véase el recuadro 1), con posibles efectos perniciosos o
benéficos. También se reconocía que para afrontar esas cuestiones
planetarias era necesaria una organización a escala mundial, y una la
evaluación de la y una del asunto por las comunidades de expertos del
mundo entero. En su primer período de sesiones, el IPCC se organizó en
tres grupos de trabajo. Las tareas actuales de los grupos de trabajo son:
para el Grupo de trabajo I, los aspectos científicos del sistema climático
y del cambio climático; para el Grupo de trabajo II, los impactos y las
adaptaciones al cambio climático, y para el Grupo de trabajo III, las
opciones para atenuar el cambio climático. El IPCC presentó su Primer
Informe de Evaluación (PIE) importante en 1990 y su Segundo Informe de
Evaluación (SIE) importante en 1996. Los informes del IPCC (i) son
descripciones actualizadas de lo que se sabe y lo que no se sabe acerca
del sistema climático y sus factores conexos, (ii) están basados en los
conocimientos de las comunidades de expertos internacionales, (iii) se
producen mediante un procedimiento profesional abierto y examinado entre
pares, y (iv) están basados en publicaciones científicas cuyos resultados
se resumen en términos útiles para los responsables de tomar decisiones.
Aunque la información evaluada es pertinente para adoptar políticas, el
IPCC no establece una política pública general, ni aboga por ninguna en
especial. El alcance de las evaluaciones del Grupo de trabajo I incluye
observaciones de los cambios y tendencias actuales en el sistema
climático, una reconstrucción de los cambios y tendencias históricos, una
comprensión de los procesos involucrados en tales cambios y la
incorporación de este conocimiento a modelos que puedan atribuir las
causas de los cambios, así como proporcionar la simulación de cambios
futuros naturales y provocados por los seres humanos en el sistema
climático. A.2 El Primer y el Segundo Informes de Evaluación del Grupo de trabajo I En su Primer Informe de Evaluación en 1990, el Grupo de trabajo I describió en términos generales el estado de la comprensión del sistema climático y del cambio climático que se había logrado en los decenios precedentes de investigación. Se destacaron varios aspectos importantes. El efecto invernadero es una característica natural del planeta y se comprende sus fundamentos físicos. La concentración de GEI en la atmósfera estaba aumentando, debido en gran medida a las actividades humanas. Se predijo que un continuo incremento de las emisiones de GEI en el futuro provocaría considerables aumentos en la temperatura media de la superficie del planeta, que excederían la variación natural de los últimos varios milenios y que sólo podría revertirse lentamente. El siglo pasado había experimentado, para esa fecha, un calentamiento en la superficie de casi 0,5°C, claramente coherente con los incrementos que predecían los modelos climáticos en los GEI, pero también era comparable a lo que se sabía entonces acerca de la variación natural. Por último, se señaló que el nivel actual de comprensión en ese momento y las capacidades existentes de los modelos climáticos limitaban la predicción de los cambios del clima en regiones específicas. Basándose en los resultados de nuevas investigaciones y en los informes especiales producidos en el ínterin, el Grupo de trabajo I del IPCC evaluó el nuevo estado de la comprensión en su Segundo Informe de Evaluación (SIE2) en 1996. En ese informe se recalcó que la concentración de gases de efecto invernadero seguía aumentando en la atmósfera y que sería necesario reducir muy sustancialmente las emisiones para estabilizar las concentraciones de gases de efecto invernadero en la atmósfera (que es el objetivo último del Artículo 2 de la Convención Marco sobre el Cambio Climático, de las Naciones Unidas). Además, la temperatura mundial continuó aumentando en general y los últimos años fueron los más cálidos por lo menos desde 1860. La capacidad de los modelos climáticos para simular hechos y tendencias observados había mejorado, en particular con la inclusión de los sulfatos en aerosol y el ozono estratosférico como agentes de forzamiento radiativo en los modelos climáticos. Utilizando esta capacidad de simulación para comparar las pautas observadas en los cambios regionales de temperatura, en ese informe se llegó a la conclusión de que la capacidad de cuantificar la influencia humana sobre el clima mundial era limitada. Las limitaciones surgían porque la señal prevista todavía estaba surgiendo del ruido de la variabilidad natural y debido a la incertidumbre sobre otros factores clave. Sin embargo, el informe llegó también a la conclusión de que "el saldo de la evidencia sugiere una discernible influencia humana sobre el clima mundial". Por último, a partir de una serie de escenarios hipotéticos sobre la abundancia de GEI, se simuló un conjunto de respuestas del sistema climático.
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A.3 El Tercer Informe de Evaluación: este Resumen Técnico El Tercer Informe de Evaluación importante del Grupo de trabajo I del IPCC se cimenta en esas evaluaciones anteriores e incorpora los resultados de los últimos cinco años de investigación sobre el clima. Este, cambio climático se refiere a todo cambio en el clima a través del tiempo, ya sea debido a la variabilidad natural o como resultado de actividades humanas. Este uso difiere del que se hace en el Convención Marco sobre el Cambio Climático, donde cambio climático se refiere a un cambio en el clima atribuido directa o indirectamente a actividades humanas que alteran la composición de la atmósfera mundial y que se suman a la variabilidad natural del clima observada durante períodos comparables. Véase la definición de los términos científicos y técnicos en el Glosario del Apéndice Resumen técnico se basa en la información fundamental contenida en los capítulos, a la que se remite en las Referencias que figuran como apéndice. El presente Resumen intenta describir los principales rasgos (véase la Figura 1) de la comprensión del sistema climático y del cambio climático en los albores del siglo XXI. Concretamente:
El Tercer Informe de Evaluación del Grupo de trabajo I del IPCC es el producto del trabajo de centenares de científicos del mundo desarrollado y en desarrollo, que han contribuido a su elaboración y examen. Lo que sigue es un resumen de su comprensión del sistema climático.
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Recuadro 1: ¿Qué es lo que produce cambios en el clima? La Tierra absorbe la radiación del Sol, sobre todo en la superficie. Esta energía es redistribuida luego por las circulaciones atmosférica y oceánica, y es irradiada nuevamente al espacio en longitudes de onda más largas (infrarrojas). Para la media anual y para la Tierra en su conjunto, la energía de la radiación solar que ingresa se equilibra aproximadamente con la radiación terrestre saliente. Cualquier factor que altere la radiación recibida del Sol o perdida en el espacio, o que altere la redistribución de energía dentro de la atmósfera y entre atmósfera, tierra y océano, puede afectar el clima. Un cambio en la energía radiativa neta disponible para el sistema mundial de Tierra-atmósfera se denomina aquí, y en los informes anteriores del IPCC, forzamiento radiativo. Los forzamientos radiativos positivos tienden a calentar la superficie de la Tierra y la atmósfera inferior. Los forzamientos radiativos negativos tienden a enfriarlas. Los aumentos en las concentraciones de gases de efecto invernadero (GEI) reducirán la eficiencia con la cual la superficie de la Tierra irradia energía al espacio. La atmósfera absorbe más radiación terrestre que se desprende de la superficie y vuelve a emitirla en altitudes superiores y temperaturas más bajas. Así se produce un forzamiento radiativo positivo que tiende a calentar la atmósfera inferior y la superficie. Como se desprende menos calor hacia el espacio, se refuerza el efecto invernadero, es decir que se intensifica un efecto que ha ocurrido en la atmósfera de la Tierra durante miles de millones de años, debido a la presencia de GEI que se producen naturalmente: vapor de agua, dióxido de carbono, ozono, metano y óxido nitroso. La cantidad de forzamiento radiativo depende de la magnitud del aumento en la concentración de cada GEI, de las propiedades radiativas de los gases en cuestión y de las concentraciones de otros GEI ya presentes en la atmósfera. Además, muchos GEI permanecen en la atmósfera durante siglos después de haber sido emitidos, introduciendo así un compromiso a largo plazo de forzamiento radiativo positivo. Los aerosoles (partículas o gotitas microscópicas en el aire) antropógenos en la troposfera, como los que se derivan de los combustibles de origen fósil y de la combustión de biomasa, pueden reflejar la radiación solar, lo cual provoca una tendencia al enfriamiento en el sistema climático. Así como puede absorber la radiación solar, los aerosoles de hollín tienden a calentar el sistema climático. Además, los cambios en las concentraciones de aerosoles pueden alterar la nubosidad y la reflectividad de las nubes, por su efecto sobre las propiedades y duración de las nubes. En la mayoría de los casos, los aerosoles troposféricos tienden a producir un forzamiento radiativo negativo y a enfriar el clima. Tienen una duración mucho más breve (de días a semanas) que la mayor parte de los GEI (de decenios a siglos) y, como resultado, sus concentraciones responden mucho más rápidamente a los cambios en las emisiones. La actividad volcánica puede inyectar en la estratosfera grandes cantidades de gases azufrosos (sobre todo, anhídrido sulfuroso), que se transforman en aerosoles de sulfatos. Las erupciones individuales pueden producir un gran forzamiento radiativo negativo, aunque transitorio, tendiente a enfriar la superficie de la Tierra y la atmósfera inferior por períodos de unos pocos años. La generación de energía del Sol varía en pequeñas cantidades (0,1%) en un ciclo de actividad de once años y además pueden producirse variaciones por períodos más prolongados. En escalas temporales de decenas a miles de años, las lentas variaciones en la órbita de la Tierra, que se conocen bien, han ocasionado cambios en la distribución estacional y latitudinal de la radiación solar. Esos cambios han desempeñado un importante papel al controlar las variaciones del clima en el pasado remoto, como en los ciclos glaciales e interglaciales. Cuando cambian los forzamientos radiativos, el sistema climático responde en diversas escalas temporales. Las más prolongadas se deben a la gran capacidad de almacenamiento de calor de las profundidades de los océanos y al ajuste dinámico de los mantos de hielo. Esto significa que la respuesta transitoria a un cambio (positivo o negativo) puede durar miles de años. Todo cambio en el equilibrio radiativo de la Tierra, incluso los debidos a un incremento en los GEI o en los aerosoles, alterará el ciclo hidrológico mundial y la circulación atmosférica y oceánica, afectando por lo tanto las pautas meteorológicas y las temperaturas y precipitaciones regionales. Todo cambio en el clima inducido por los seres humanos se añadirá a las variaciones climáticas naturales que se producen en toda una gama de escalas temporales y espaciales. La variabilidad climática puede generarse como resultado de cambios naturales en el forzamiento del sistema climático, por ejemplo variaciones de intensidad de la radiación solar entrante y cambios en las concentraciones de aerosoles producidos por erupciones volcánicas. También pueden producirse variaciones climáticas naturales sin que exista un cambio en el forzamiento externo, como resultado de complejas interacciones entre los componentes del sistema climático, como en el acoplamiento entre la atmósfera y los océanos. El fenómeno El Niño-Oscilación Austral (ENOA) es un ejemplo de esa variabilidad natural "interna" en escalas temporales interanuales. Para distinguir los cambios climáticos antropógenos de las variaciones naturales, es necesario identificar la "señal" antropógena distinta del "ruido" de fondo de la variabilidad climática natural. |
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Figura 1: Preguntas
clave acerca del sistema climático y su relación con la humanidad. Este
Resumen Técnico, que se basa en la información fundamental que figura en
los capítulos, es un informe de situación sobre las respuestas presentadas
en la estructura indicada. |
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B. Los cambios observados en el sistema climático ¿Está cambiando el clima de la Tierra? Inequívocamente, la respuesta es "Sí". Una serie de observaciones respalda esta conclusión y ofrece una clara perspectiva sobre la rapidez de esos cambios. Estos datos son también la base sobre la cual puede elaborarse la respuesta a la pregunta más difícil: "¿Por qué está cambiando?", que se trata en secciones posteriores. En esta sección, se ofrece un resumen actualizado de las observaciones que delinean cómo ha cambiado el sistema climático en el pasado. Muchas de las variables del sistema climático han sido medidas directamente, o sea, constituyen el "registro instrumental". Por ejemplo, a mediados del siglo XIX se iniciaron amplias mediciones directas de la temperatura superficial. Durante un centenar de años, se han estado haciendo observaciones casi mundiales de otras variables "meteorológicas" en la superficie, como las precipitaciones y los vientos. En algunos lugares, se han registrado mediciones del nivel del mar por más de cien años, pero la red de mareógrafos con registros prolongados sólo aporta una limitada cobertura mundial. Las observaciones en la atmósfera superior sólo se han hecho sistemáticamente desde fines de los años cuarenta. Hay también largos registros de observaciones oceánicas en la superficie, hechos desde buques a partir de mediados del siglo XIX y mediante boyas especiales con ese objeto desde fines de los años setenta. Se cuenta ahora con mediciones de la temperatura oceánica bajo la superficie, con cobertura casi mundial, desde fines de los años cuarenta. Desde fines de los setenta, se han usado otros datos provenientes de satélites de observación de la Tierra, que suministran una amplia gama de observaciones mundiales de diversos componentes del sistema climático. Además, un conjunto creciente de datos paleoclimáticos, p.ej., a partir de árboles, corales, sedimentos y hielo, ofrece información sobre el clima de la Tierra desde siglos y milenios atrás. En esta sección se insiste especialmente en el conocimiento actual de los cambios históricos en variables climáticas clave: temperatura, precipitaciones y humedad de la atmósfera, la capa de nieve, la extensión del hielo terrestre y marino, el nivel del mar, las pautas de la circulación atmosférica y oceánica, los fenómenos extremos en las condiciones meteorológicas y el clima, y los rasgos generales de la variabilidad climática. En la parte final de esta sección, se comparan las tendencias observadas en esos diversos indicadores del clima, para verificar si surge un cuadro colectivo. El grado de esta coherencia interna es un factor crítico para evaluar el nivel de confianza en la comprensión actual del sistema climático. B.1 Cambios observados en la temperatura Las temperaturas en el registro instrumental para las tierras y los océanos La temperatura media mundial en la superficie ha aumentado 0,6 ± 0,2°C3 desde fines del siglo XIX. Es muy probable que los años noventa hayan sido el decenio más cálido y 1998 el año más cálido, según los registros instrumentales, desde 1861 (véase la Figura 2). La causa principal del aumento estimado del calentamiento mundial, de 0,15°C desde el SIE, está vinculada con el récord de calor de los seis años de datos adicionales (1995 a 2000). Una segunda razón se relaciona con los mejores métodos para calcular el cambio. El actual margen de incertidumbre, levemente superior (±0,2°C, intervalo de confianza del 95%) también tiene fundamentos más objetivos. Además, la base científica para confiar en los cálculos del aumento de la temperatura mundial desde fines del siglo XIX se ha visto fortalecida desde el SIE. Esto se debe a las mejoras derivadas de varios nuevos estudios. Entre ellos figura una prueba independiente de las correcciones empleadas para las desviaciones dependientes del tiempo en los datos sobre la temperatura en la superficie del mar y nuevos análisis acerca del efecto de las "islas de calor" urbanas sobre las tendencias mundiales en la temperatura en tierra. Como se indica en la Figura 2, la mayor parte del aumento de la temperatura mundial desde fines del siglo XIX se ha producido en dos períodos distintos: 1910 a 1945 y a partir de 1976. El ritmo de aumento de la temperatura para ambos períodos es de unos 0,15°C/decenio. El calentamiento reciente ha sido mayor en tierra que en los océanos; el aumento de la temperatura en la superficie del mar durante el período 1950-1993 es aproximadamente la mitad del experimentado por la temperatura media del aire en la superficie del suelo. La elevada temperatura mundial asociada con el fenómeno El Niño de 1997 a 1998 se destaca como un fenómeno extremo, aun tomando en cuenta el ritmo reciente de calentamiento. Nuevos análisis de las temperaturas diarias máximas y mínimas en la superficie terrestre de 1950 a 1993 continúan mostrando que esta medición del margen de variación de la temperatura diurna está disminuyendo muy ampliamente, aunque no en todas partes. En promedio, las temperaturas mínimas están aumentando casi al doble del ritmo de las temperaturas máximas (0,2 comparado con 0,1°C/ decenio). |
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| Figura 2: Anomalías en la
temperatura anual combinada del aire en la superficie terrestre y en la
superficie del mar (°C) en el período de 1861 a 2000, en relación con el
período de 1961 a 1990. Se muestran dos incertidumbres por error tabular
como barras sobre la cifra del año. [Basada en la Figura 2.7c] |
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| Figura 3: Tendencias de la
temperatura anual en los períodos 1901 a 1999, 1910 a 1945, 1946 a 1975 y
1976 a 1999, respectivamente. Las tendencias están representadas por la superficie del círculo; el blanco representa los aumentos, el negro las reducciones y el gris poco o ningún cambio. Las tendencias se calcularon a partir de la anomalías para cada retícula promediadas anualmente, con el requisito de que el cálculo de las anomalías anuales incluya 10 meses de datos, como mínimo. Para el período 1901 a 1999, sólo se calcularon las tendencias para las casillas de la cuadrícula que contengan anomalías anuales en por lo menos 66 de los 100 años. La cantidad mínima de años requeridos para los períodos más breves (1910 a 1945, 1946 a 1975 y 1976 a 1999) fue de 24, 20 y 16 años, respectivamente. [Basado en la Figura 2.9] |
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Las temperaturas sobre la capa de superficie en registros desde satélites y globos meteorológicos Las mediciones de la temperatura en la superficie y desde globos y satélites muestran que la troposfera y la superficie de la Tierra se han calentado y que la estratosfera se ha enfriado. Durante el período más breve en que han habido datos satelitales y de globos meteorológicos (desde 1979), los registros de los globos y satélites muestran un calentamiento en la troposfera inferior considerablemente menor que el observado en la superficie. Los análisis de las tendencias en la temperatura desde 1958 para los 8 km más bajos de la atmósfera y en la superficie coinciden, como se muestra en la Figura 4a, con un calentamiento de alrededor de 0,1°C por decenio. Sin embargo, desde el comienzo de los registros por satélite en 1979, los datos de temperatura, tanto satelitales como desde globos meteorológicos, muestran un calentamiento en la troposfera mundial de media a inferior, con un índice de aproximadamente 0,05 ± 0,10°C por decenio. La temperatura media mundial en la superficie ha aumentado considerablemente, en 0,15 ± 0,05°C/decenio. La diferencia en los ritmos de calentamiento es estadísticamente significativa. En cambio, durante el período 1958-1978, las tendencias en la temperatura de la superficie estaban cerca de cero, mientras que las tendencias en los 8 km inferiores de la atmósfera eran de cerca de 0,2°C/decenio. Alrededor de la mitad de la diferencia observada en el calentamiento desde 1979 se debe probablemente4 a la combinación de las diferencias en la cobertura espacial de las observaciones en la superficie y en la troposfera y a los efectos físicos de la serie de erupciones volcánicas y a un intenso episodio de El Niño (véase en el recuadro 4 una descripción general de ENOA) que se produjo en ese lapso. Muy probablemente, la diferencia restante es real y no simple influencia de la observación. Surge principalmente debido a variaciones en el ritmo de cambio de temperatura en las regiones tropical y subtropical, que fueron más rápidas en los 8 km más bajos de la atmósfera antes de 1979, pero que han sido más lentas desde entonces. No hay ninguna diferencia importante en los índices de calentamiento en las regiones continentales en las latitudes medias del hemisferio norte. En la troposfera superior, no se ha detectado ninguna tendencia importante en la temperatura mundial desde principios de los años sesenta. En la estratosfera, como se muestra en la Figura 4b, tanto los satélites como los globos muestran un considerable enfriamiento, puntuado por intensos episodios de calentamiento de uno a dos años de duración, debidos a erupciones volcánicas. |
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Figura 4: a) Series
temporales de anomalías en las temperaturas estacionales de la troposfera,
basadas en globos y satélites, además de las superficiales. LAS TEMPERATURAS EN LA SUPERFICIE DURANTE EL PERÍODO PREINSTRUMENTAL, SEGÚN REGISTROS INDIRECTOS Es probable que el índice y la duración del calentamiento en el siglo XX sea más amplio que en cualquier otro período durante el último milenio. Los años noventa parecen haber sido el decenio más cálido del milenio en el hemisferio norte y probablemente 1998 fue el año más cálido. Se ha avanzado considerablemente en la comprensión del cambio de temperatura que se produjo en el último milenio, especialmente a partir de la síntesis de reconstrucciones individuales de la temperatura. Este nuevo registro detallado de la temperatura para el hemisferio norte se muestra en la Figura 5. Los datos revelan un período relativamente cálido asociado con los siglos XI a XIV y un período relativamente fresco asociado con los siglos XV a XIX en el hemisferio norte. Sin embargo, no hay pruebas de que este "medioevo cálido" y esta "pequeña edad de hielo", respectivamente, hayan sido mundialmente sincrónicos. Como lo indica la Figura 5, el ritmo y la duración del calentamiento en el hemisferio norte en el siglo XX parecen no haber tenido precedentes durante el milenio, y no pueden ser considerados simplemente como una recuperación de la "pequeña edad de hielo" de los siglos XV a XIX. Estos análisis se complementan mediante análisis de sensibilidad de la representatividad espacial de los datos paleoclimáticos disponibles, que indican que el calor del último decenio excede el intervalo de confianza del 95% de la incertidumbre en la temperatura, incluso durante los períodos más cálidos del último milenio. Más aún, se han completado ahora varios análisis diferentes que sugieren que las temperaturas del hemisferio norte en el último decenio han sido más cálidas que en cualquier otro período de los últimos seis a diez siglos. Este es el lapso en el cual pueden calcularse las temperaturas descomponiéndolas anualmente gracias a los anillos de crecimiento de árboles, muestras de hielo, corales y otros datos indirectos de descomposición anual a escala hemisférica. Como hay menos datos accesibles, se sabe menos acerca de las medias anuales antes de los mil años previos al presente y sobre las condiciones predominantes en la mayor parte del hemisferio sur antes de 1861. Es probable que se hayan producido grandes cambios rápidos decenales en la temperatura durante el último máximo glacial y su deglaciación (entre unos 100.000 y 10.000 años atrás), particularmente en las altas latitudes del hemisferio norte. En unos pocos lugares durante la deglaciación, es probable que se hayan producido aumentos locales en la temperatura de 5 a 10°C, en apenas unos pocos decenios. Durante los últimos 10.000 años, hay cada vez más pruebas de rápidos y significativos cambios regionales de temperatura, que forman parte de la variabilidad natural del clima. |
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Figura 5: Reconstrucción de la temperatura del hemisferio norte (HN) en el milenio (gris oscuro - anillos de crecimiento de árboles, corales, muestras de hielo y registros históricos) y datos instrumentales (azul) desde 1000 d.C hasta 1999. Se muestran una versión suavizada de la serie HN (negro) y dos límites de error tabular (gris claro). B.2 Cambios observados en las precipitaciones y en la humedad de la atmósfera Desde la época del SIE, las precipitaciones anuales en tierra han seguido aumentando en las latitudes medias y altas del hemisferio norte (muy probablemente, serán de 0,5 a 1%/decenio), excepto en Asia oriental. En los subtrópicos (10°N a 30°N), la lluvia en la superficie terrestre ha disminuido en promedio (probablemente a un ritmo de un 0,3%/decenio), aunque esto ha mostrado signos de recuperación en los últimos años. Las mediciones de las precipitaciones en la superficie en las tierras tropicales indican que probablemente las precipitaciones hayan aumentado en un 0,2 a 0,3%/decenio durante el siglo XX, pero los aumentos no son evidentes en los últimos decenios y la superficie de las tierras tropicales en las latitudes de 10°N a 10°S es relativamente pequeña con relación a los océanos. Sin embargo, las mediciones directas de las precipitaciones y los análisis modelizados de las precipitaciones inferidas indican que la lluvia también ha aumentado en grandes zonas de los océanos tropicales. Donde y cuando existen, los cambios en el caudal de las corrientes anuales suelen coincidir con los cambios en las precipitaciones totales. Los aumentos de las precipitaciones en las zonas terrestres en las latitudes medias y altas en el hemisferio norte se correlacionan firmemente con los aumentos a largo plazo en la nubosidad total. En contraste con el hemisferio norte, no se han detectado cambios sistemáticos comparables de las precipitaciones en amplios promedios latitutinales en el hemisferio sur. Es probable que el vapor de agua total en la atmósfera haya aumentado en varios puntos porcentuales por decenio en muchas regiones del hemisferio norte. Se han analizado en algunas regiones los cambios en el vapor de agua durante los últimos 25 años aproximadamente, usando observaciones in situ en la superficie, así como mediciones en la troposfera inferior desde satélites y globos meteorológicos. De la mayoría de los conjuntos de datos más fiables, surge un cuadro de aumentos generales en el vapor de agua en la superficie y en la troposfera inferior durante los últimos decenios, aunque probablemente haya desviaciones según la hora de los datos y variaciones regionales en las tendencias. También es probable que haya aumentado el vapor de agua en la estratosfera inferior en un 10% por decenio, desde que se inició el registro de observaciones (1980). Los cambios en la nubosidad total sobre las regiones continentales en las latitudes media y alta del hemisferio norte indican un probable aumento en la capa de nubes, de un 2% desde principios del siglo XX, que ahora se ha demostrado que se correlaciona positivamente con disminuciones en el margen de variación de la temperatura diurna. Se han demostrado cambios semejantes en Australia, el único continente del hemisferio sur en que se ha completado este tipo de análisis. Los cambios en la nubosidad total son inciertos en las zonas terrestres subtropical y tropical, así como en los océanos. B.3 Cambios observados en la extensión de la capa de nieve y del hielo terrestre y marino La reducción en la extensión de la capa de nieve y del hielo terrestre se mantiene correlacionada positivamente con el aumento de las temperaturas en la superficie terrestre. Los datos satelitales muestran que es muy probable que haya habido reducciones de un 10% en la extensión de la capa de nieve desde fines de los años sesenta. Existe una correlación muy importante entre los aumentos de las temperaturas terrestres en el hemisferio norte y esas reducciones. Ahora existen amplias pruebas que explican una recesión importante de los glaciares alpinos y continentales en respuesta al calentamiento del siglo XX. En algunas pocas regiones marítimas, los aumentos de las precipitaciones debidos a cambios regionales en la circulación atmosférica han sido más importantes que los aumentos de temperatura en los últimos dos decenios, y los glaciares han vuelto a avanzar. En los últimos 100 a 150 años, las observaciones en tierra demuestran que es muy probable que haya habido una reducción de aproximadamente dos semanas en la duración anual del hielo de los lagos y ríos en las latitudes medias a altas en el hemisferio norte. Las cantidades de hielo marino en el hemisferio norte están disminuyendo, pero no resulta evidente ninguna tendencia significativa en la extensión del hielo marino en el Antártico. Una retracción de la extensión del hielo marino en la primavera y verano del Ártico del 10 al 15% desde los años cincuenta coincide con un aumento de las temperaturas primaverales y, en menor grado, de las temperaturas estivales en las altas latitudes. Hay pocos indicios de que se haya reducido la extensión del hielo marino en el Ártico durante el invierno, cuando las temperaturas han aumentado en la región circundante. En cambio, no hay ninguna relación fácilmente evidente entre los cambios decenales en las temperaturas antárticas y la extensión del hielo marino desde 1973. Después de una reducción inicial a mediados de los años setenta, la extensión del hielo marino en el Antártico se ha mantenido estable, o incluso ha aumentado ligeramente. Nuevos datos indican
que probablemente ha habido una disminución de aproximadamente un 40% en
el espesor del hielo marino en el Ártico, entre el fin del verano y el
comienzo del otoño, entre el período 1958-1976 y mediados de los años
noventa, y una disminución considerablemente menor en invierno. La
longitud relativamente breve de los registros y las muestras incompletas
limitan la interpretación de estos datos. La variabilidad interanual y la
variabilidad interdecenal podrían influir en estos
cambios. |
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Recuadro 2: ¿Qué es lo que modifica el nivel del mar? El nivel del mar en la línea costera está determinado por muchos factores en el medio ambiente mundial que funcionan con un gran margen de escalas temporales, desde horas (las mareas) hasta millones de años (los cambios en las cuencas oceánicas debidos a la tectónica y a la sedimentación). En la escala temporal de los decenios a los siglos, algunas de las mayores influencias sobre los niveles medios del mar se vinculan con el clima y los procesos de cambio climático. En primer término, cuando el agua del océano se calienta, se expande. A partir de observaciones de las temperaturas oceánicas y resultados modelizados, se cree que la expansión térmica es uno de los principales contribuyentes a los cambios históricos en el nivel del mar. Además, se prevé que la expansión térmica aportará el mayor componente al aumento del nivel del mar en los próximos cien años. Las temperaturas de las profundidades de los océanos cambian muy lentamente; por lo tanto, la expansión térmica continuaría por muchos siglos, aunque se estabilizacen las concentraciones de GEI en la atmósfera. La cantidad de calentamiento y la profundidad del agua afectada varían según el lugar. Además, el agua más cálida se expande más que el agua más fría para un determinado cambio de temperatura. La distribución geográfica del cambio en el nivel del mar es resultado de la variación geográfica de la expansión térmica, los cambios en la salinidad, los vientos y la circulación de los océanos. La gama de variación regional es considerable, comparada con el aumento medio del nivel del mar en el mundo. El nivel del mar cambia también cuando la masa de agua oceánica aumenta o disminuye. Esto ocurre cuando el agua oceánica es intercambiada con el agua acumulada en tierra. El principal acopio en tierra es de agua congelada en los glaciares o en las capas de hielo. En realidad, la principal razón de que el nivel del mar hubiese descendido durante el último período glacial fue la cantidad de agua acumulada en la gran extensión de las capas de hielo sobre los continentes del hemisferio norte. Después de la expansión térmica, se prevé que la fusión de los glaciares de montaña y de los casquetes de hielo constituirá el principal aporte al aumento del nivel del mar en los próximos cien años. Esos glaciares y casquetes de hielo representan sólo un escaso porcentaje de la superficie de hielos continentales en el mundo, pero son más sensibles al cambio climático que las capas de hielo más vastas en Groenlandia y en la Antártida, porque las capas de hielo están en climas más fríos, con menos precipitaciones y bajos índices de fusión. En consecuencia, se prevé que las grandes capas de hielo sólo harán un reducido aporte al cambio de nivel del mar en los próximos decenios. El nivel del mar también recibe la influencia de procesos que no están explícitamente relacionados con el cambio climático. El almacenamiento de agua terrestre (y por ende, el nivel del mar) puede ser alterado por la extracción de agua subterránea, la construcción de embalses, los cambios en la escorrentía superficial y la infiltración a acuíferos más profundos desde los embalses y la irrigación. Quizás estos factores compensen una fracción importante de la aceleración prevista en el aumento del nivel del mar por la expansión térmica y la fusión de los glaciares. Además, la subsidencia de la costa en las regiones con deltas fluviales puede influir también sobre el nivel local del mar. Los movimientos verticales en tierra firme provocados por procesos geológicos naturales, como los lentos movimientos del manto terrestre y los desplazamientos tectónicos de la corteza, pueden tener efectos sobre el nivel local del mar comparables a los impactos vinculados con el clima. Por último, en las escalas temporales estacional, interanual y decenal, el nivel del mar responde a cambios en la dinámica de la atmósfera y el océano, de los cuales el ejemplo más notable es el que se produce durante los episodios El Niño. |
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| Figura 6: Serie temporal del nivel relativo del mar en los últimos 300 años en Europa septentrional: Amsterdam, Países Bajos; Brest, Francia; Sheerness, Reino Unido; Estocolmo, Suecia (sin tendencia en el período 1774-1873 para eliminar hasta el primer orden la contribución del levantamiento isostático postglacial); Swinoujscie, Polonia (antes Swinemunde, Alemania) y Liverpool, Reino Unido. Los datos de esta última son de la "pleamar media ajustada" en vez del nivel medio del mar e incluyen un término nodal (18,6 años). La barra de escala indica ±100 mm. | |
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B.4 Cambios observados en el nivel del mar CAMBIOS DURANTE EL REGISTRO INSTRUMENTAL Según los datos aportados por los mareógrafos, el ritmo de aumento del nivel medio del mar en todo el mundo durante el siglo XX varía entre 1,0 y 2,0 mm/año, con un valor central de 1,5 mm/año (el valor central no debería interpretarse como la mejor estimación) (véanse en el Recuadro 2 los factores que influyen sobre el nivel del mar). Como lo indica la Figura 6, los registros instrumentales más prolongados (dos o tres siglos, como máximo) del nivel del mar local provienen de mareógrafos. Según los muy escasos registros prolongados de mareógrafos, el ritmo medio de aumento del nivel del mar ha sido más amplio durante el siglo XX que durante el XIX. No se ha detectado ninguna aceleración importante en el ritmo de aumento del nivel del mar durante el siglo XX. Esto no es incongruente con los resultados del modelo, debido a la posibilidad de factores de compensación y a lo limitado de los datos. CAMBIOS PREVIOS AL PERÍODO DE REGISTRO INSTRUMENTAL Desde la última glaciación (último máximo glacial) hace unos 20.000 años, el nivel del mar en lugares alejados de las actuales y antiguas capas de hielo ha subido más de 120 m, como resultado de una pérdida de masa de esas capas de hielo. Todavía se están produciendo movimientos verticales en zonas terrestres, tanto ascendentes como descendentes, en respuesta a esas grandes transferencias de masa de las capas de hielo a los océanos. El aumento más rápido en el nivel mundial del mar ocurrió hace unos 15.000 a 6.000 años, con un ritmo medio de unos 10 mm/año. Según datos geológicos, el nivel del mar eustático (o sea, correspondiente a un cambio en el volumen de los océanos) puede haber subido con un ritmo medio de 0,5 mm/año en los últimos 6.000 años y con un ritmo medio de 0,1 a 0,2 mm/año en los últimos 3.000 años. Este ritmo es de alrededor de un décimo de lo que se produjo durante el siglo XX. En los últimos 3.000 a 5.000 años, es probable que las oscilaciones en el nivel mundial del mar en escalas temporales de 100 a 1.000 años, no hayan excedido de 0,3 a 0,5 m. B.5 Cambios observados en las pautas de circulación atmosférica y oceánica El comportamiento del ENOA (véase una descripción general en el recuadro 4) ha sido atípico desde mediados de los años setenta, comparado con los cien años precedentes; los fenómenos ENOA en la fase cálida son relativamente más frecuentes, persistentes e intensos que la fase fría opuesta. Este comportamiento reciente del ENOA se refleja en variaciones en las precipitaciones y la temperatura en gran parte de las zonas tropicales y subtropicales del globo. Es probable que el efecto general haya sido una pequeña contribución al aumento en las temperaturas mundiales durante los últimos decenios. La Oscilación interdecenal del Pacífico y la Oscilación decenal del Pacífico están asociadas con la variabilidad climática decenal a multidecenal en la cuenca del Pacífico. Es probable que esas oscilaciones modulen la variabilidad del clima relacionada con el ENOA. Se están caracterizando otros factores de circulación importantes que afectan el clima en grandes regiones del globo. La Oscilación del Atlántico Norte (OAN) se vincula con la intensidad de los vientos del oeste sobre el Atlántico y en Eurasia extratropical. Durante el invierno, la OAN muestra oscilaciones irregulares en escalas temporales de interanuales a multidecenales. Desde los años setenta, la OAN invernal ha estado con frecuencia en una fase que aporta vientos del oeste más fuertes, que se correlacionan con el calentamiento de la estación fría en Eurasia. Nuevas pruebas indican que probablemente la OAN y los cambios en el hielo marino en el Ártico estén estrechamente ligados. Ahora se cree que la OAN forma parte de una oscilación ártica atmosférica de mayor escala que afecta gran parte del hemisferio norte extratropical. Ha habido una oscilación antártica semejante en una fase positiva acrecentada durante los últimos 15 años, con vientos del oeste más fuertes sobre los océanos meridionales. |
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B.6 Cambios observados en la variabilidad del clima y en los episodios meteorológicos y climáticos extremos Nuevos análisis muestran que en las regiones en que la precipitación total ha aumentado, es muy probable que haya habido aumentos más pronunciados aún en episodios de precipitaciones intensas y extremas. También ocurre lo contrario. En algunas regiones, sin embargo, los episodios intensos y extremos (o sea, definidos como los que están dentro de los percentiles diez, superiores o inferiores) han aumentado a pesar de que las precipitaciones totales han disminuido o se mantienen constantes. Esto se atribuye a una disminución en la frecuencia de los fenómenos de precipitación. En general, es probable que para muchas zonas en las latitudes medias y altas, principalmente en el hemisferio norte, se hayan producido aumentos estadísticamente significativos en la proporción de precipitaciones anuales totales que corresponde a episodios de precipitaciones intensas y extremas; es probable que haya habido un aumento del 2 al 4% en la frecuencia de los episodios de precipitaciones intensas en la última mitad del siglo XX. En todo el siglo XX (de 1900 a 1995), hubo aumentos relativamente reducidos en las áreas terrestres del mundo que experimentaron graves sequías o graves excesos de humedad. En algunas regiones, como en partes de Asia y África, se ha observado que la frecuencia e intensidad de las sequías ha aumentado en los últimos decenios. En muchas regiones, esos cambios están dominados por una variabilidad climática interdecenal y multidecenal, como el cambio en el ENOA hacia episodios más cálidos. En muchas regiones, la variabilidad interdiaria de la temperatura ha disminuido, y aumentos en la temperatura mínima diaria están prolongando el período sin heladas en la mayoría de las regiones de latitudes medias y altas. Desde 1950, es muy probable que haya habido una importante reducción en la frecuencia de temperaturas medias muy inferiores a la normal de la estación en gran parte del globo, pero ha habido un aumento menor en la frecuencia de temperaturas muy superiores a la normal. No hay ninguna prueba categórica que indique que han cambiado las características de las tomentas tropicales y extratropicales. Los cambios en la intensidad y frecuencia de las tormentas tropicales están dominados por variaciones interdecenales a multidecenales, que pueden ser considerables, p.ej., en el Atlántico septentional tropical. Debido a los datos incompletos y a análisis limitados y contradictorios, no es seguro que se hubiese dado algún aumento a largo plazo y en gran escala de la intensidad y frecuencia de los ciclones extratropicales en el hemisferio norte. Se han detectado aumentos regionales en el Pacífico Norte, partes de América del Norte y Europa en los últimos decenios. En el hemisferio sur, se han completado menos análisis, pero sugieren una reducción de la actividad de ciclones extratropicales desde los años setenta. Análisis recientes de los cambios en condiciones meteorológicas locales extremas (p.ej., tornados, tormentas y granizo) en unas cuantas regiones escogidas no ofrecen pruebas categóricas que sugieran cambios a largo plazo. En general, las tendencias en los condiciones meteorológicas extremas son notoriamente difíciles de detectar, por su aparición relativamente rara y su gran variabilidad espacial. B.7 La visión de conjunto: Un mundo en fase de calentamiento y otros cambios en el sistema climático Como se ha resumido, ahora está bien documentada una sucesión de cambios climáticos, en particular en los últimos decenios del siglo, con su serie creciente de mediciones directas. En la Figura 7 se muestran esas tendencias en los indicadores de temperatura (Figura 7a) y en los indicadores hidrológicos y relativos a las tormentas (Figura 7b), y también se indica la certeza de esos cambios. EN CONJUNTO, ESTAS TENDENCIAS ILUSTRAN LA IMAGEN COMPLETA DE UN PERÍODO DE CALENTAMIENTO:
ALGUNOS ASPECTOS IMPORTANTES DEL CLIMA NO PARECEN HABER CAMBIADO
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| Figura 7a: Esquema de las
variaciones observadas en los indicadores de temperatura |
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| Figura 7b: Esquema de las
variaciones observadas en los indicadores hidrológicos y relativos a las
tormentas. |
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C. Los agentes de forzamiento que provocan el cambio climático Además de las variaciones y cambios ocurridos en el pasado en el clima de la Tierra, también las observaciones han documentado los cambios producidos en los agentes que pueden provocar el cambio climático. Los más notables han sido los aumentos en las concentraciones atmosféricas de gases de efecto invernadero (GEI) y de aerosoles (partículas o gotitas microscópicas en suspensión en el aire) y las variaciones en la actividad solar, que pueden ambas alterar el balance de radiación de la Tierra y por lo tanto el clima. Esos registros de observaciones de los agentes de forzamiento del clima forman parte de la información necesaria para comprender los cambios climáticos en el pasado que se han observado en la sección anterior, y para predecir, lo cual es muy importante, qué cambios climáticos podríamos tener por delante (véase la Sección F). Como el registro de los cambios climáticos en el pasado, los conjuntos de datos sobre los agentes de forzamiento son de diversa extensión y calidad. Sólo existen mediciones directas de la irradiancia solar para unos dos decenios. La supervisión directa constante de las concentraciones de dióxido de carbono (CO2) en la atmósfera comenzó a mediados del siglo XX y se extendió en los últimos años a otros gases bien mezclados muy persistentes, como el metano. Los datos paleoatmosféricos a partir de muestras de hielo revelan los cambios en la concentración de algunos GEI producidos en milenios anteriores. En cambio, las mediciones temporales de los agentes de forzamiento que tienen tiempos de residencia relativamente breves en la atmósfera (p.ej., los aerosoles) son más recientes y mucho menos completas, porque son más difíciles de medir y espacialmente heterogéneas. Los conjuntos de datos actuales muestran la influencia humana sobre las concentraciones atmosféricas, tanto de GEI muy persistentes como de agentes de forzamiento de corta vida durante la última parte del milenio pasado. En la Figura 8 se ilustran los efectos del gran aumento en la era industrial de las emisiones antropógenas de GEI y anhídrido sulfuroso, este último precursor de aerosoles. Un cambio en la energía disponible para el sistema Tierra-atmósfera mundial debido a los cambios en esos agentes de forzamiento se denomina forzamiento radiativo (Wm-2) del sistema climático (véase el recuadro 1). Definido de este modo, el forzamiento radiativo del cambio climático constituye un índice de los impactos medios mundiales relativos sobre el sistema superficie-troposfera, debido a diferentes causas naturales y antropógenas. En esta sección se actualiza el conocimiento del forzamiento radiativo del cambio climático, que se ha producido desde los tiempos preindustriales hasta el presente. En la Figura 9 se muestran los forzamientos radiativos estimados desde el comienzo de la Era Industrial (1750) hasta 1999, para los agentes de forzamiento naturales y antropógenos cuantificables. Aunque no están incluidas en la figura por su carácter episódico, las erupciones volcánicas son fuente de otro forzamiento natural importante. En las subsecciones siguientes se resume la información sobre cada agente de forzamiento. Los agentes de forzamiento incluidos en la Figura 9 difieren considerablemente en su forma, magnitud y distribución espacial. Algunos de los GEI son emitidos directamente a la atmósfera; algunos son productos químicos de otras emisiones. Ciertos GEI tienen prolongados tiempos de residencia en la atmósfera y, como resultado, están bien mezclados en toda la atmósfera. Otros son de corta vida y tienen concentraciones regionales heterogéneas. La mayoría de los gases se originan en fuentes tanto naturales como antropógenas. Por último, como se muestra en la Figura 9, los forzamientos radiativos de los distintos agentes pueden ser positivos (o sea, una tendencia a calentar la superficie de la Tierra) o negativos (o sea, una tendencia a enfriar la superficie de la Tierra). |
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| Figura 8: Registros de los cambios en la composición de la atmósfera. a) Concentraciones atmosféricas de CO2, CH4 y N2O en los últimos 1.000 años. Los datos de muestras de hielo y neviza en varios emplazamientos en la Antártida y Groenlandia (indicados con símbolos diferentes) se complementan con los datos de muestras atmosféricas directas en los últimos decenios (indicados mediante la línea del CO2 e incorporados a la curva que representa el promedio mundial de CH4). El forzamiento radiativo estimado de esos gases se indica en la escala a la derecha. b) Concentración de sulfatos en varias muestras de hielo de Groenlandia, después de eliminar los efectos episódicos de las erupciones volcánicas (líneas) y emisiones totales de SO2 procedentes de fuentes en Estados Unidos y Europa (cruces). |
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| Figura 9: Forzamientos
radiativos (Wm-2) medios anuales mundiales debidos a varios agentes en el
período desde la era preindustrial (1750) hasta el presente (finales de
los años noventa; alrededor de 2000) (las valores numéricos se enumeran
también en el Cuadro 6.11 del Capítulo 6).Véanse explicaciones detalladas
en el Capítulo 6.13. La altura de la barra rectangular denota un valor
central o la mejor estimación, en tanto que su ausencia denota que no es
posible calcular una mejor estimación. Las líneas verticales situadas
sobre las barras rectangulares con delimitadores "x" indican una
estimación del margen de incertidumbre, provocado en su mayor parte por la
dispersión en los valores publicados del forzamiento. Una línea vertical
sin barra rectangular y con delimitadores "o" denota un forzamiento para
el cual no puede darse ninguna estimación central, debido a grandes
incertidumbres. El margen de incertidumbre especificado aquí no tiene
fundamentación estadística y difiere, por lo tanto, del empleo del término
en otras partes de este documento. Se otorga un índice de "grado de
comprensión científica" a cada forzamiento, con niveles alto, medio, bajo
y muy bajo, respectivamente. Esto representa el juicio subjetivo acerca de
la fiabilidad del cálculo del forzamiento, que implica factores tales como
los supuestos necesarios para evaluar el forzamiento, el grado de
conocimiento de los mecanismos físicos/químicos que determinan el
forzamiento y las incertidumbres que rodean el cálculo cuantitativo del
forzamiento (véase el Cuadro 6.12).Los gases de efecto invernadero (GEI)
bien mezclados se agrupan juntos en una sola barra rectangular, mostrando
las contribuciones medias individuales debidas al CO2, el CH4, el N2O y
los halocarbonos (véanse los Cuadros 6.1 y 6.11). La quema de combustibles
de origen fósil se divide en componentes "hollín" y "carbón orgánico", con
su mejor estimación y alcance separados. El signo de los efectos debidos
al polvo mineral es una incertidumbre. El forzamiento indirecto debido a
los aerosoles troposféricos no se comprende bien. Lo mismo ocurre con el
forzamiento debido a la aviación, por sus efectos sobre las estelas de
condensación y las nubes cirros. Sólo se tiene en cuenta aquí el "primer"
tipo de efecto indirecto debido a los aerosoles, como aplicable en el
contexto de las nubes líquidas. El "segundo" tipo de efecto es
conceptualmente importante, pero los cálculos cuantitativos simulados
inspiran muy poca confianza. El forzamiento vinculado a los aerosoles
estratosféricos procedentes de erupciones volcánicas es muy variable a lo
largo del período y no se tiene en cuenta para este diagrama (sin embargo,
véase la Figura 6.8). Todos los forzamientos que se indican tienen
distintas características espaciales y estacionales (Figura 6.7), de modo
que las medias anuales mundiales que aparecen en el diagrama no brindan un
cuadro completo de la perturbación radiativa. Sólo pretenden dar, en un
sentido relativo, una perspectiva de primer orden en una escala media
anual mundial y no pueden emplearse fácilmente para obtener la respuesta
climática a los forzamientos totales, naturales y/o antropógenos. Al igual
que en el SIE, se insiste en que los forzamientos medios mundiales
positivos y negativos no pueden ser sumados y considerados a priori como
compensaciones en términos del impacto completo en el clima mundial.
[Basado en la Figura 6.6]
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C.1 Cambios observados en las concentraciones y el forzamiento radiativo de gases de efecto invernadero (GEI) mezclados de forma homogénea en todo el planeta Durante el milenio anterior a la Era Industrial, las concentraciones de GEI en la atmósfera se mantuvieron relativamente constantes. Sin embargo, desde entonces las concentraciones de muchos de esos gases han aumentado directa o indirectamente, debido a las actividades humanas. En el Cuadro 1 se presentan ejemplos de varios GEI y se resumen sus concentraciones en 1750 y 1998, sus modificaciones en los años noventa y sus períodos de vida en la atmósfera. La contribución de un elemento o de un compuesto al forzamiento radiativo del cambio climático depende de las propiedades radiativas moleculares del gas, de la magnitud del aumento de su concentración en la atmósfera y del tiempo de residencia de dicho elemento en la atmósfera, una vez emitido. Este último factor -- el tiempo de residencia del GEI -- es una característica muy pertinente para la adopción de políticas. Es decir, que las emisiones de un GEI que tenga un prolongado tiempo de residencia en la atmósfera comprometen casi irreversiblemente el forzamiento radiativo sostenido a través de decenios, siglos o milenios, antes de que los procesos naturales puedan eliminar las cantidades emitidas. DIÓXIDO DE CARBONO (CO2) La concentración de CO2 en la atmósfera ha aumentado de 280 ppm en 1750 a 367 ppm en 1999 (31%, Cuadro 1). La concentración actual de CO2 no ha sido superada en los últimos 420.000 años y probablemente tampoco en los últimos 20 millones de años. La tasa de aumento en el siglo pasado no tiene precedentes, por lo menos durante los últimos 20.000 años (Figura 10). La composición isotópica del CO2 y la disminución observada en el oxígeno (O2) demuestran que el aumento observado en CO2 se debe predominantemente a la oxidación de carbono orgánico por la quema de combustibles de origen fósil y la deforestación. Un conjunto creciente de datos paleoatmosféricos obtenidos en aire atrapado en el hielo durante centenares de milenios ofrece un contexto para el aumento en las concentraciones de CO2 durante la Era Industrial (Figura 10). Comparado con las concentraciones relativamente estables de CO2 (280 ± 10 ppm) de los varios milenios precedentes, el aumento durante la Era Industrial es espectacular. El ritmo medio de aumento desde 1980 es de 0,4%/año. El aumento es consecuencia de las emisiones de CO2. La mayoría de las emisiones durante los últimos 20 años se deben a la quema de combustibles de origen fósil; el resto (del 10 al 30%) se debe predominantemente a los cambios en el uso de la tierra, especialmente por la deforestación. Como se muestra en la Figura 9, el CO2 es el gas dominante de efecto invernadero por influencia humana, con un forzamiento radiativo actual de 1,46 Wm-2, que representa el 60% del total de los cambios en las concentraciones de todos los GEI muy resistentes mezclados de forma homogénea en todo el planeta. Las mediciones directas en la atmósfera de las concentraciones de CO2 hechas en los últimos 40 años muestran grandes fluctuaciones de un año a otro en el ritmo de aumento de CO2 en la atmósfera. En los años noventa, los ritmos anuales de aumento de CO2 en la atmósfera variaron de 0,9 a 2,8 ppm/año, lo que equivale a 1,9 a 6,0 PgC/ año. Esos cambios anuales pueden vincularse estadísticamente con la variabilidad del clima a corto plazo, que altera el ritmo en que el CO2 atmosférico es absorbido y liberado por los océanos y la tierra. Los índices superiores de aumento de CO2 en la atmósfera se han dado típicamente en años de intensa corriente El Niño (Recuadro 4). Esos ritmos superiores de aumento pueden explicarse verosímilmente por una reducción de la absorción terrestre (o exhalación terrestre) de CO2 durante los años de El Niño, contrarrestando la tendencia de los océanos a captar más CO2 que de costumbre. Ahora puede calcularse la repartición del CO2 antropógeno entre los aumentos en la atmósfera y la absorción terrestre y oceánica en los últimos dos decenios, a partir de observaciones de la atmósfera. En el Cuadro 2 se presenta un balance mundial del CO2 para los años ochenta (que resulta ser semejante al construido con ayuda de los resultados de un modelo oceánico en el SIE) y para los años noventa. En la construcción de estos nuevos balances se emplearon mediciones de la reducción del oxígeno (O2) y del aumento del CO2 en la atmósfera. Los resultados de este enfoque son coherentes con otros análisis basados en la composición isotópica del CO2 atmosférico y con cálculos independientes basados en mediciones del CO2 y el 13CO2 en el agua de mar. El balance de los años noventa se basa en mediciones accesibles recientemente y actualiza el balance para 1989 a 1998, que se sacó usando la metodología del SIE para el Informe especial del IPCC -- uso de la tierra, cambios de uso de la tierra y silvicultura (2000). La biosfera terrestre en su conjunto ha ganado carbono durante los años ochenta y noventa; o sea que el CO2 liberado por los cambios en el uso de la tierra (sobre todo, la deforestación tropical) fue más que compensado por otras zonas de absorción terrestre, probablemente situadas tanto fuera de los trópicos en el hemisferio norte como en los trópicos. Sigue habiendo grandes incertidumbres relacionadas con el cálculo del CO2 liberado debido a los cambios en el uso de la tierra (y, por lo tanto, con la magnitud de la absorción terrestre residual). La modelización basada en procesos (modelos del carbono terrestre y oceánico) ha permitido una cuantificación preliminar de los mecanismos del ciclo mundial del carbono. Los resultados del modelo terrestre indican que el mayor crecimiento de los vegetales debido al aumento de CO2 (fertilización por CO2) y la deposición antropógena de nitrógeno, contribuyen significativamente a la absorción de CO2 , o sea que son potencialmente responsables de la absorción terrestre residual antes descrita, junto con otros mecanismos propuestos, como los cambios en las prácticas de gestión de la tierra. Los efectos modelizados del cambio climático durante los años noventa sobre la absorción terrestre son escasos y de signo incierto.
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Cuadro 1: Ejemplos de gases de efecto invernadero en los que influyen las actividades humanas (basado en el Capítulo 3 y en el Cuadro 4.1)
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Figura 10: Variaciones en la concentración atmosférica de CO2 en diferentes escalas temporales.
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METANO (CH4) Las concentraciones de metano (CH4) en la atmósfera han aumentado en un 150% (1,060 ppmm) desde 1750. La concentración actual de CH4 no ha sido superada durante los últimos 420.000 años. El metano (CH4) es un gas de efecto invernadero (GEI) que procede de fuentes tanto naturales (p.ej., los humedales) como influidas por el ser humano (p.ej., agricultura, actividades de gas natural y vertederos). Poco más de la mitad de las emisiones actuales de CH4 son antropógenas. El gas es eliminado de la atmósfera por reaccciones químicas. Como lo muestra la Figura 11, desde 1983 se han hecho mediciones sistemáticas y representativas de la situación mundial de la concentración de CH4 en la atmósfera, y el registro de las concentraciones en la atmósfera se ha extendido a épocas anteriores a partir del aire extraído de muestras de hielo y capas de neviza. El forzamiento radiativo directo actual del CH4 de 0,48 Wm-2 representa un 20% del total de todos los GEI muy persistentes y mundialmente bien mezclados (véase la Figura 9). La abundancia de CH4 en la atmósfera sigue aumentando, desde unas 1.610 ppmm en 1983 a 1.745 ppmm en 1998, pero el incremento anual observado ha disminuido durante este período. El aumento fue muy variable en los años noventa, fue casi nulo en 1992 y ascendió a 13 ppmm durante 1998. No existe una explicación cuantitativa clara para esta variabilidad. Desde el SIE, ha mejorado la cuantificación de algunas fuentes antropógenas del CH4, como la producción de arroz. El índice de aumento en el CH4 atmosférico se debe a un leve desequilibrio entre fuentes y vertederos caracterizados de forma insatisfactoria, por lo que la predicción de concentraciones futuras resulta problemática. Aunque parecen
haberse identificado los principales contribuyentes al balance mundial del
CH4, la mayoría de ellos son bastante inciertos cuantitativamente, por la
dificultad de evaluar los índices de emisión de fuentes muy variables en
la biosfera. Las limitaciones de la intensidad de fuentes de CH4 mal
cuantificadas y caracterizadas inpiden la predicción de futuras
concentraciones de CH4 en la atmósfera (y, por lo tanto, su contribución
al forzamiento radiativo) para cualquier escenario dado de emisiones
antropógenas, en particular porque tanto las emisiones naturales como la
eliminación del CH4 pueden resultar influidas sustancialmente por el
cambio climático. Cuadro 2: Los balances mundiales de CO2 (en PgC/año) se basan en mediciones del CO2 y el O2 en la atmósfera. Los valores positivos son flujos hacia la atmósfera; los valores negativos representan la absorción en la atmósfera. |
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Figura 11
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ÓXIDO NITROSO (N2O) La concentración del óxido nitroso (N2O) en la atmósfera ha aumentado constantemente durante la era industrial y ahora es un 16% (46 ppmm) mayor que en 1750. La concentración actual del N2O no ha sido superada durante los últimos mil años, por lo menos. El óxido nitroso es otro gas de efecto invernadero (GEI) con fuentes tanto naturales como antropógenas y es eliminado de la atmósfera por reacciones químicas. Las concentraciones atmosféricas del N2O siguen aumentando a un ritmo del 0,25%/año (1980 a 1998). Se observan importantes variaciones interanuales en la tendencia ascendente de las concentraciones de N2O, p.ej. una reducción del 50% del ritmo de crecimiento anual de 1991 a 1993. Se han sugerido múltiples causas: una reducción en el uso de abonos a base de nitrógeno, menores emisiones biogénicas y mayores fugas hacia en la estratosfera, debidas a cambios en la circulación provocados por la actividad volcánica. Desde 1993, el aumento en las concentraciones de N2O ha vuelto a ritmos más próximos a los observados durante los años ochenta. Aunque estas variaciones observadas a través de varios años han ofrecido cierta posible comprensión acerca de cuáles son los procesos que controlan el comportamiento del N2O en la atmósfera, las tendencias a través de varios años de este GEI se mantienen en gran medida sin explicación. El balance mundial del óxido nitroso está mejor que en el SIE, pero aún son bastante considerables las incertidumbres en cuanto a las emisiones de fuentes individuales. Se estima que las fuentes naturales del N2O proporcionan aproximadamente 10 TgN/año (1990); los suelos serían un 65% de las fuentes y los océanos un 30%. Nuevos cálculos más elevados de las emisiones de fuentes antropógenas (agricultura, combustión de biomasa, actividades industriales y ganadería) de aproximadamente 7 TgN/año, han equilibrado más los cálculos de fuente/sumidero, en comparación con el SIE. Sin embargo, la comprensión predictiva, asociada con este importante GEI muy persistente, no ha mejorado significativamente desde la última evaluación. El forzamiento radiativo se estima en 0,15 Wm-2, que es el 6% del total de todos los GEI muy persistentes y mezclados mundialmente (véase la Figura 9). HALOCARBONOS Y COMPUESTOS RELACIONADOS Las concentraciones atmosféricas de muchos de esos gases, que son a la vez destructores de la capa de ozono y de efecto invernadero, están disminuyendo (CFC-11, CFC-113, CH3CCl3 y CCl4) o aumentando más lentamente (CFC-12), en respuesta a la reducción de emisiones en virtud de la reglamentación del Protocolo de Montreal y sus enmiendas. Muchos de esos halocarbonos son también gases de efecto invernadero muy persistentes con efecto radioactivo. Los halocarbonos son compuestos de carbono que contienen flúor, cloro, bromo o yodo. La mayoría de esos compuestos tienen como única fuente las actividades humanas. Los halocarbonos que contienen cloro (p.ej., los clorofluorocarbonos - CFC) y bromo (p.ej., los halones) producen la eliminación de la capa de ozono estratosférica y están controlados en virtud del Protocolo de Montreal. La abundancia troposférica combinada de gases destructores de la capa de ozono llegó a su máximo en 1994 y está disminuyendo lentamente. Las abundancias de algunos de los principales halocarbonos de efecto invernadero en la atmósfera han alcanzado la cima, como se muestra para el CFC-11 en la Figura 12. Las concentraciones de CFC y clorocarbonos en la troposfera son coherentes con las emisiones notificadas. Los halocarbonos aportan un forzamiento radiativo de 0,34 Wm-2, que es el 14% del forzamiento radiativo de todos los GEI mezclados mundialmente (Figura 9). Las concentraciones atmosféricas observadas de los sustitutos de los CFC están aumentando, y algunos de esos compuestos son gases de efecto invernadero. Las abundancias de los hidroclorofluorocarbonos (HCFC) y de los hidrofluorocarbonos (HFC) están aumentando, como resultado de la continuidad de usos anteriores y de su utilización como sustitutos de los CFC. Por ejemplo, la concentración del HFC-23 ha aumentado más de tres veces entre 1978 y 1995. Como las concentraciones actuales son relativamente bajas, la contribución actual de los HFC al forzamiento radiativo es relativamente modesta. La contribución actual de los HCFC al forzamiento radiativo también es relativamente modesta, y las emisiones futuras de esos gases están limitadas por el Protocolo de Montreal. Los perfluorocarbonos (PFC, p.ej. el CF4 y el C2F6) y el hexafluoruro de azufre (SF6) proceden de fuentes antropógenas, tienen tiempos de residencia en la atmósfera extremadamente largos y absorben gran cantidad de radiación infrarroja. Por lo tanto, estos compuestos, aun con emisiones relativamente reducidas, tienen la posibilidad de influir sobre el clima hasta un futuro muy lejano. El perfluorometano (CF4) permanece en la atmósfera unos 50.000 años, como mínimo. Tiene fuentes naturales, pero las emisiones antropógenas actuales superan a las naturales por un factor de mil o más, y son responsables del aumento observado. El hexafluoruro de azufre (SF6) es un GEI 22.200 veces más eficaz que el CO2, calculando por kg. Las concentraciones actuales en la atmósfera son muy escasas (4,2 ppb), pero tienen un ritmo de crecimiento importante (0,24 ppb/ año). Hay concordancia entre el ritmo observado de aumento del SF6 en la atmósfera y las emisiones basadas en datos revisados de ventas y almacenamiento. |
SITUACION AMBIENTAL INTERNACIONAL |
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Figura 12:
Abundancia troposférica (ppb) media mundial de CFC-11 (CFCl3) desde 1950
hasta 1998, basada en mediciones niveladas y modelos de emisiones. El
forzamiento radiativo del CFC-11 se muestra en el eje de la
derecha. |
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C.2 Cambios observados en otros gases radiativamente importantes OZONO ATMOSFÉRICO (O3) El ozono (O3) es un importante gas de efecto invernadero, presente en la estratosfera y en la troposfera. La función del ozono en el balance de la radiación atmosférica depende en gran medida de la altitud a la cual se producen cambios en las concentraciones del ozono. Los cambios en las concentraciones del ozono también son variables en el espacio. Además, el ozono no es un elemento emitido directamente, sino que se forma en la atmósfera a partir de procesos fotoquímicos en que intervienen especies precursoras, tanto naturales como influidas por el ser humano. Una vez formado, el tiempo de residencia del ozono en la atmósfera es relativamente breve, variando de semanas a meses. Como resultado, la estimación de la función radiativa del ozono es más compleja y mucho menos segura que para los GEI muy resistentes y bien mezclados en todo el mundo citados anteriormente. Las pérdidas observadas en la capa de ozono estratosférica en los últimos dos decenios han provocado un forzamiento negativo de 0,15 ± 0,1 Wm-2 (o sea, una tendencia al enfriamiento) del sistema superficie-troposfera. En Cambio climático 1992: Informe suplementario a la evaluación científica del IPCC, se informó que el agotamiento de la capa de ozono provocado por los halocarbonos antropógenos introduce un forzamiento radiativo negativo. El cálculo que se muestra en la Figura 9 es de una magnitud levemente superior al indicado en el SIE, debido al agotamiento del ozono, que ha continuado en los últimos cinco años y que, como resultado de una mayor cantidad de estudios de modelización es más confiable. Los estudios con modelos de circulación general indican que, a pesar de la falta de homogeneidad en la pérdida de ozono (o sea, en la estratosfera inferior en altas latitudes), ese forzamiento negativo se vincula con una disminución de la temperatura en la superficie, proporcional a la magnitud del forzamiento negativo. Por lo tanto, este forzamiento negativo en los últimos dos decenios ha contrarrestado parte del forzamiento positivo producido por los GEI muy persistentes y mundialmente bien mezclados (Figura 9). Una fuente importante de incertidumbre en el cálculo del forzamiento negativo se debe al conocimiento incompleto del agotamiento del ozono cerca de la tropopausa. Los cálculos modelizados indican que la creciente penetración de radiación ultravioleta en la troposfera, como resultado del agotamiento del ozono estratosférico, lleva al aumento de las tasas de eliminación de gases como el CH4, amplificando así el forzamiento negativo debido al agotamiento del ozono. A medida que la capa de ozono se recupere en los futuros decenios por los efectos del Protocolo de Montreal, en relación con la actual, se proyecta que el futuro forzamiento radiativo asociado con el ozono estratosférico se tornará positivo. Se estima que el forzamiento radiativo medio mundial debido a los incrementos del ozono troposférico desde la época preindustrial ha aumentado el forzamiento de los gases de efecto invernadero antropógenos en 0,35 ± 0,2 Wm-2. Esto convierte al ozono troposférico en el tercer GEI en importancia, después del CO2 y del CH4. El ozono se forma por reacciones fotoquímicas y sus cambios futuros estarán determinados, entre otras cosas, por las emisiones de CH4 y contaminantes (como se observa más adelante). Las concentraciones de ozono responden relativamente rápido a los cambios en las emisiones de contaminantes. A base de limitadas observaciones y varios estudios de modelización, se estima que el ozono troposférico ha aumentado en un 35% desde la era preindustrial y que algunas regiones experimentan más aumentos y otras menos. Ha habido pocos incrementos observados en las concentraciones del ozono en la troposfera mundial desde mediados de los años ochenta, en la mayoría de las pocas localidades distantes en que se mide regularmente. La falta de aumentos observados sobre América del Norte y Europa se vincula con la falta de un aumento sostenido en las emisiones precursoras del ozono en esos continentes. Sin embargo, algunas estaciones asiáticas indican un posible aumento del ozono troposférico, que podría estar relacionado con el aumento de las emisiones en Asia oriental. Como resultado de más estudios de modelización que antes, existe ahora cada vez más confianza en las estimaciones del forzamiento del ozono troposférico. Sin embargo, esa confianza es muy inferior a la que se otorga a los GEI bien mezclados, pero superior a la concedida al forzamiento por aerosoles. Las incertidumbres surgen por la limitada información sobre las distribuciones preindustriales del ozono y la limitada información para evaluar las tendencias mundiales modelizadas en la época contemporánea (o sea, después de 1960). GASES CON INFLUENCIAS RADIATIVAS SÓLO INDIRECTAS Varios gases químicamente reactivos, comprendidas los compuestos reactivos del nitrógeno (NOx), el monóxido de carbono (CO) y los compuestos orgánicos volátiles (COV), controlan, en parte, la capacidad oxidante de la troposfera, así como la abundancia del ozono. Estos contaminantes actúan como GEI indirecto, por su influencia no sólo sobre el ozono, sino también sobre los períodos de vida del CH4 y otros GEI. Las emisiones de NOx y CO están dominadas por las actividades humanas. Se identifica al monóxido de carbono como un importante gas de efecto invernadero indirecto. Los cálculos modelizados indican que la emisión de 100 Mt de CO es equivalente, en términos de perturbaciones que provocan los GEI, a la emisión de alrededor de 5 Mt de CH4. La abundancia del CO en el hemisferio norte es alrededor del doble que en el hemisferio sur y ha aumentado en la segunda mitad del siglo XX, junto con la industrialización y la población. Los compuestos reactivos del nitrógeno NO y NO2, (cuya suma se denota como NOx) son compuestos clave en la química de la troposfera, pero su impacto radiativo general sigue siendo difícil de cuantificar. La importancia de los NOx en el balance de la radiación se debe a que los aumentos en las concentraciones de NOx perturban a varios GEI; por ejemplo, reducciones en el metano y los HFC y aumentos en el ozono troposférico. La deposición de los productos de reacción de los NOx fertiliza la biosfera, reduciendo de ese modo el CO2 atmosférico. Aunque son difíciles de cuantificar, los aumentos en NOx que se proyectan hasta el año 2100 provocarían cambios importantes en los GEI. C.3 Cambios observados y modelizados en los aerosoles Se sabe que los aerosoles (diminutas partículas y gotitas en suspensión en el aire) influyen significativamente sobre el balance radiativo de la Tierra/atmósfera. Los efectos radiativos de los aerosoles se producen de dos maneras distintas: i) el efecto directo, por el cual los propios aerosoles dispersan y absorben radiación infrarroja solar y térmica, y ii) el efecto indirecto, por el cual los aerosoles modifican las propiedades microfísicas y por lo tanto las radiativas y la nubosidad. Los aerosoles son producidos por diversos procesos, tanto naturales (comprendidas las tormentas de polvo y la actividad volcánica) como antropógenas (comprendidas la quema de combustibles de origen fósil y la combustión de biomasa). Se cree que las concentraciones atmosféricas de aerosoles troposféricos han aumentado en los últimos años, debido al incremento de las emisiones antropógenas de partículas y de sus gases precursores, aumentando de ese modo el forzamiento radiativo. La mayoría de los aerosoles se encuentran en la troposfera inferior (por debajo de unos pocos kilómetros), pero el efecto radiativo de muchos aerosoles es sensible a la distribución vertical. Los aerosoles experimentan cambios químicos y físicos mientras están en la atmósfera, sobre todo dentro de las nubes, y son eliminados en gran medida y relativamente rápido por las precipitaciones (típicamente, en el lapso de una semana). Debido a este breve tiempo de residencia y a la falta de homogeneidad de las fuentes, los aerosoles se distribuyen de modo heterogéneo en la troposfera, con sus máximos cerca de las fuentes. El forzamiento radiativo debido a los aerosoles depende no sólo de esas distribuciones espaciales, sino también del tamaño, la forma y la composición química de las partículas y también de diversos aspectos del ciclo hidrológico (p.ej., la formación de nubes). Como resultado de todos estos factores, ha sido un verdadero desafío obtener estimaciones exactas de este forzamiento, tanto desde el punto de vista de las observaciones como desde el teórico. Sin embargo, se han logrado sustanciales progresos para definir mejor el efecto directo de un conjunto más vasto de diferentes aerosoles. En el SIE sólo se consideraban los efectos directos de tres especies de aeosoles antropógenos: los aerosoles de sulfatos, los aerosoles producto de la combustión de biomasa y el hollín de combustibles de origen fósil (o hulla). Las observaciones han demostrado ahora la importancia de las materias orgánicas, tanto en los aerosoles de carbono de combustibles de origen fósil como en los de carbono por combustión de biomasa. Desde el SIE, la inclusión de cálculos sobre la abundancia de aerosoles de carbono orgánico en combustibles de origen fósil ha llevado a aumentar la profundidad óptica total pronosticada (y el consiguiente forzamiento negativo) asociada con los aerosoles industriales. Los adelantos en las observaciones y en los modelos de aerosoles y radiativos han permitido cálculos cuantitativos de esos componentes separados, así como una estimación del alcance del forzamiento radiativo asociado con el polvo mineral, como se muestra en la Figura 9. Se estima que el forzamiento radiativo directo es de -0,4 Wm-2 para los aerosoles de sulfatos, -0,2 Wm-2 para los aerosoles de combustión de biomasa, -0,1 Wm-2 para los de carbón orgánico combustible de origen fósil y +0,2 Wm-2 para los de hollín de combustibles fósiles. Sin embargo, las incertidumbres siguen siendo relativamente grandes. Surgen de las dificultades para determinar la concentración y las características radiativas de los aerosoles atmosféricos y la fracción de los aerosoles que son de origen antropógeno, en particular el conocimiento de las fuentes de los aerosoles carbonáceos. Esto genera considerables diferencias (o sea, un margen de factores de dos a tres) en la carga y diferencias sustanciales en la distribución vertical (factor de diez). El aerosol en polvo antropógeno también está mal cuantificado. I-37 Resumen técnico del Grupo de trabajo I del IPCC Las observaciones satelitales, combinadas con cálculos modelizados, permiten identificar la marca espacial del efecto radiativo total de los aerosoles en cielo despejado; sin embargo, el monto cuantitativo todavía es incierto. Las estimaciones del forzamiento radiativo indirecto debido a los aerosoles antropógenos siguen siendo problemáticas, aunque la evidencia observacional apunta a un forzamiento indirecto negativo inducido por aerosoles en las nubes cálidas. Existen dos enfoques diferentes para estimar el efecto indirecto de los aerosoles: métodos empíricos y métodos mecánicos. Los primeros se han aplicado para estimar los efectos de los aerosoles industriales, mientras que los últimos se han aplicado para estimar los efectos de los sulfatos en aerosol y de los aerosoles carbonáceos de combustibles de origen fósil y los originados en la biomasa. Además, se han usado modelos para el efecto indirecto, con el fin de estimar los efectos del cambio inicial en el tamaño y las concentraciones de las gotas (un primer efecto indirecto), así como los efectos del cambio subsiguiente en la eficiencia de las precipitaciones (un segundo efecto indirecto). Los estudios representados en la Figura 9 ofrecen el dictamen de un experto para el conjunto de los primeros; el margen de variación es ahora ligeramente más amplio que en el SIE; la perturbación radiativa asociada con el segundo efecto indirecto es del mismo signo y podría ser de similar magnitud comparada con el primer efecto. Ahora se comprende que el efecto radiativo indirecto de los aerosoles también abarca efectos sobre las nubes de hielo y de fase mixta, pero no se conoce la magnitud de tal efecto indirecto, aunque es probable que sea positivo. Por ahora, no es posible estimar la cantidad de núcleos de hielo antropógenos. Excepto en las temperaturas frías (por debajo de -45°C), donde se espera que domine la nucleación homogénea, no se conocen todavía los mecanismos de formación de hielo en esas nubes. |
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C.4 Cambios observados en otros agentes de forzamiento antropógenos CAMBIOS EN EL USO DE LA TIERRA (ALBEDO) Los cambios en el uso de la tierra, cuyo principal factor es la deforestación, parecen haber producido un forzamiento radiativo negativo de -0,2 ± 0,2 Wm-2 (Figura 8). Se estima que el mayor efecto se encuentra en las altas latitudes. Esto se debe a que la deforestación ha hecho que los bosques cubiertos de nieve, con un albedo relativamente bajo, sean sustituidos por superficies abiertas cubiertas de nieve con un albedo superior. El cálculo indicado más arriba se basa en simulaciones en las cuales la vegetación preindustrial es sustituida por los modos actuales en el uso de la tierra. Sin embargo, el nivel de comprensión de este forzamiento es muy escaso y ha habido muchas menos investigaciones del mismo, en comparación con investigaciones de otros factores considerados en este informe. C.5 Cambios observados y modelizados en la actividad solar y volcánica Se estima que el forzamiento radiativo del sistema climático debido a los cambios en la irradiancia solar es de 0,3 ± 0,2 Wm-2 en el período desde 1750 hasta la actualidad (Figura 8), y se calcula que la mayoría de los cambios se produjeron durante la primera mitad del siglo XX. La fuente fundamental de toda energía en el sistema climático de la Tierra es la radiación del Sol. Por lo tanto, la variación en la energía solar es un agente de forzamiento radiativo. El valor absoluto de la irradiancia solar total (IST) espectralmente integrada que incide sobre la Tierra no excede, que se sepa, de unos 4 Wm-2, pero las observaciones satelitales desde fines de los años setenta muestran relativas variaciones en los últimos dos ciclos de 11 años de actividad solar de alrededor del 0,1%, lo cual es equivalente a una variación en el forzamiento radiativo de alrededor de 0,2 Wm-2. Antes de esas observaciones satelitales, no se disponía de mediciones directas fidedignas de la irradiancia solar. Las variaciones en períodos más largos pueden haber sido más amplias, pero las técnicas empleadas para reconstruir los valores históricos de la IST a partir de observaciones indirectas (p.ej., las manchas solares) no han sido suficientemente verificadas. La variación solar se produce mucho más sustancialmente en la región ultravioleta, y los estudios con modelos climáticos sugieren que la inclusión de variaciones en la irradiancia solar resueltas espectralmente y los cambios en el ozono estratosférico inducidos por el sol pueden mejorar el realismo de las simulaciones modelizadas del impacto de la variabilidad solar sobre el clima. Se han propuesto otros mecanismos de amplificación de los efectos solares sobre el clima, pero no tienen un fundamento teórico u observacional riguroso. Los aerosoles estratosféricos generados por erupciones volcánicas explosivas provocan un forzamiento negativo que dura algunos años. En los períodos 1880-1920 y 1960-1991 se produjeron varias erupciones explosivas, y desde 1991 no ha habido ninguna erupción explosiva. El mayor contenido de aerosoles estratosféricos debido a las erupciones volcánicas, sumado a las reducidas variaciones en la irradiancia solar, determinan un forzamiento radiativo natural negativo neto en los últimos dos decenios, y posiblemente aun en los últimos cuatro. C.6 Potenciales de calentamiento de la Tierra En el Cuadro 3 se presentan los forzamientos radiativos y los Potenciales de Calentamiento de la Tierra (PCT) para un conjunto ampliado de gases. Los PCT son una medida del efecto radiativo relativo de una sustancia dada en comparación con el CO2, integrado en un período de tiempo elegido. Entre las nuevas categorías de gases en el Cuadro 3 se cuentan las moléculas orgánicas fluoradas, muchas de las cuales son éteres que han sido propuestos como sustitutos de los halocarbonos. Algunos de los PCT presentan más incertidumbres que otros, en particular los gases sobre cuyos períodos de vida no se dispone todavía de datos de laboratorio detallados. Los PCT directos han sido calculados en relación con el CO2 usando un cálculo mejorado del forzamiento radiativo del CO2, la función de respuesta del SIE para un pulso de CO2 y nuevos valores para el forzamiento radiativo y los períodos de vida de varios halocarbonos. También se han estimado para algunos nuevos gases, entre ellos el monóxido de carbono, los PCT indirectos, resultantes de efectos de forzamiento radiativo indirectos. Se estima que los PCT directos para esos compuestos cuyos tiempos de vida están bien caracterizados son exactos dentro de un margen de ±35%, pero los PCT indirectos son menos seguros. |
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| Cuadro 3: Potenciales de Calentamiento de la Tierra (PCT) directos en relación con el dióxido de carbono (para gases cuyos períodos de vida han sido suficientemente caracterizados). Los PCT son un índice para calcular la contribución al calentamiento mundial relativo debido a la emisión en la atmósfera de un kg de un gas determinado de efecto invernadero, comparado con la emisión de un kg de dióxido de carbono. Los PCT calculados para diferentes horizontes temporales muestran los efectos de los períodos de vida en la atmósfera de los diferentes gases. | SITUACION AMBIENTAL INTERNACIONAL |
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