19.1: ¿Qué hace que el cambio climático?
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Hay dos partes al cambio climático, la primera se conoce como forzamiento climático, que es cuando las condiciones cambian para darle al clima un pequeño empujón en una dirección u otra. La segunda parte del cambio climático, y la que normalmente realiza la mayor parte del trabajo, es lo que llamamos retroalimentación. Cuando un forzamiento climático cambia un poco el clima, se produce toda una serie de cambios ambientales, muchos de los cuales o exageran el cambio inicial (retroalimentación positiva), o suprimen el cambio (retroalimentación negativa).
Un ejemplo de un mecanismo de forzamiento climático es el aumento en la cantidad de dióxido de carbono (CO 2) en la atmósfera que resulta de nuestro uso de combustibles fósiles. El CO 2 atrapa el calor en la atmósfera y conduce al calentamiento climático. El calentamiento cambia los patrones de la vegetación; contribuye al derretimiento de la nieve, el hielo y el permafrost; hace que el nivel del mar suba; reduce la solubilidad del CO 2 en el agua de mar; y tiene otros efectos menores. La mayoría de estos cambios contribuyen a un mayor calentamiento. El derretimiento del permafrost, por ejemplo, es una fuerte retroalimentación positiva porque el suelo congelado contiene materia orgánica atrapada que se convierte en CO 2 y metano (CH 4) cuando el suelo se descongela. Ambos gases se acumulan en la atmósfera y se suman al efecto de calentamiento. Por otro lado, si el calentamiento provoca un mayor crecimiento de la vegetación, esa vegetación debería absorber CO 2, reduciendo así el efecto de calentamiento, lo que sería una retroalimentación negativa. Bajo nuestras condiciones actuales, un planeta que todavía tiene mucho hielo glacial y permafrost, la mayoría de las reacciones que resultan de un clima cálido son retroalimentación positiva y por lo tanto los cambios climáticos que causamos se amplifican naturalmente por los procesos naturales.
¿Qué es un gas de efecto invernadero?
A lo largo de este capítulo estaremos hablando sobre el papel de los gases de efecto invernadero (GEI) en el control del clima, por lo que es importante entender qué son los gases de efecto invernadero y cómo funcionan. Como saben, los gases dominantes de la atmósfera son el nitrógeno (como N 2) y el oxígeno (como O 2). Estas moléculas de gas solo tienen dos átomos cada una y no son GEI. Algunos de los otros gases importantes de la atmósfera son vapor de agua (H 2 O), dióxido de carbono (CO 2) y metano (CH 4). Todos estos tienen más de dos átomos, y son GEI.
Todas las moléculas vibran a diversas frecuencias y de diversas maneras, y algunas de esas vibraciones tienen lugar a frecuencias dentro del rango de la radiación infrarroja (IR) que es emitida por la superficie de la Tierra. Los gases con dos átomos, como O 2, solo pueden vibrar estirándose (hacia adelante y hacia atrás), y esas vibraciones son mucho más rápidas que la radiación IR (Figura\(\PageIndex{1}\)). Los gases con tres o más átomos (como el CO 2) también vibran por estiramiento, pero también pueden vibrar de otras maneras, como por flexión. Esas vibraciones son más lentas y coinciden con las frecuencias de radiación IR.
Cuando la radiación IR interactúa con CO 2 o con uno de los otros GEI, las vibraciones moleculares se potencian porque hay una coincidencia entre la longitud de onda de la luz IR y la frecuencia vibratoria de la molécula. Esto hace que la molécula vibre más vigorosamente, calentando el aire circundante en el proceso. Estas moléculas también emiten radiación IR en todas las direcciones, algunas de las cuales llegan a la superficie de la Tierra. El calentamiento causado por las vibraciones más vigorosas de los GEI es el efecto invernadero.
Forzar el clima natural
El forzamiento climático natural ha estado ocurriendo a lo largo del tiempo geológico. Una amplia gama de procesos ha estado operando en escalas de tiempo muy diferentes, desde unos pocos años hasta miles de millones de años.
La variación de forzamiento natural a largo plazo está relacionada con la evolución del Sol. Como la mayoría de las otras estrellas de una masa similar, nuestro Sol está evolucionando. Durante los últimos 4.57 mil millones de años, su tasa de fusión nuclear ha ido en aumento, y ahora está emitiendo alrededor de 40% más de energía (como luz) que al inicio del tiempo geológico (Figura\(\PageIndex{2}\)). Una diferencia del 40% es grande, por lo que es un poco sorprendente que la temperatura en la Tierra se haya mantenido a una temperatura razonable y habitable durante todo este tiempo. El mecanismo para esa relativa estabilidad climática ha sido la evolución de nuestra atmósfera de una que estuvo dominada por CO 2, y también tuvo niveles significativos de CH 4 —ambos GHGs— a uno con solo unos pocos cientos de partes por millón de CO 2 y poco menos de 1 parte por millón de CH 4. Esos cambios en nuestra atmósfera no han sido accidentales; a lo largo del tiempo geológico, la vida y sus procesos metabólicos han evolucionado y han cambiado la atmósfera a condiciones que se mantuvieron lo suficientemente frías como para ser habitables. Una explicación científica de cómo esto podría suceder se conoce como la hipótesis de Gaia.
La hipótesis de Gaia
La hipótesis de Gaia, desarrollada por el científico y ambientalista británico James Lovelock en la década de 1960, es la teoría de que los organismos evolucionan de formas que contribuyen a garantizar que su entorno siga siendo habitable. No incluye ningún tipo de coordinación de esfuerzos entre organismos ni conciencia alguna de la necesidad de hacer cambios. Gaia no es un superorganismo. Una manera de entender a Gaia es a través del sencillo modelo Daisyworld de Lovelock. Un planeta con una estrella que se calienta está poblado sólo por dos tipos de margaritas, las blancas y las negras (Figura\(\PageIndex{3}\)). Los negros contribuyen al calentamiento porque absorben la energía solar, mientras que los blancos reflejan la luz y contribuyen al enfriamiento. A medida que la luminosidad de la estrella aumenta gradualmente, las margaritas blancas tienen mejores resultados porque su reflectividad enfría su entorno local, mientras que las margaritas negras, que sufren del calor, no se reproducen también. Con el tiempo las margaritas blancas dominan gradualmente a la población, pero eventualmente la estrella se vuelve tan brillante que incluso las margaritas blancas no pueden compensar, y todas las margaritas perecen. Obviamente, la Tierra no es Daisyworld, sino que se han producido procesos similares —como la evolución de bacterias fotosintéticas que consumen CO 2 — que influyen en la atmósfera y moderan el clima.
Los procesos tectónicos de placas contribuyen al forzamiento climático de varias maneras diferentes, y en escalas de tiempo que van desde decenas de millones hasta cientos de millones de años. Un mecanismo está relacionado con la posición continental. Por ejemplo, sabemos que Gondwana (Sudamérica + África + Antártida + Australia) se posicionó sobre el Polo Sur entre aproximadamente 450 y 250 Ma, tiempo durante el cual hubo dos grandes glaciaciones (andino-sahariana y Karoo) que afectaron a las regiones polares Sur (Figura\(\PageIndex{1}\)) y enfriando el resto del planeta al mismo tiempo. Otro mecanismo está relacionado con las colisiones continentales. Como se describe en el Capítulo 16, la colisión entre India y Asia, que comenzó alrededor de 50 Ma, resultó en un levantamiento tectónico masivo. La consiguiente meteorización acelerada de este terreno accidentado consumió CO 2 de la atmósfera y contribuyó a un enfriamiento gradual durante el resto del Cenozoico. También, como se describe en el Capítulo 16, la apertura del Pasaje Drake —debido a la separación placa-tectónica de América del Sur de la Antártida— condujo al desarrollo de la Corriente Circumpolar Antártica, que aisló la Antártida de las aguas más cálidas del resto del océano y así contribuyó a la Antártida glaciación a partir de alrededor de 35 Ma.
Como discutimos en el Capítulo 4, las erupciones volcánicas no solo involucran flujos de lava y fragmentos de roca en explosión; también se liberan diversas partículas y gases, siendo los importantes el dióxido de azufre y el CO 2. El dióxido de azufre es un aerosol que refleja la radiación solar entrante y tiene un efecto de enfriamiento neto de corta duración (algunos años en la mayoría de los casos, ya que las partículas se asientan fuera de la atmósfera en un par de años), y no suele contribuir al cambio climático a largo plazo. Las emisiones volcánicas de CO 2 pueden contribuir al calentamiento climático, pero solo si un nivel de vulcanismo superior al promedio se mantiene durante mucho tiempo (al menos decenas de miles de años). Se cree ampliamente que la catastrófica extinción final del Pérmico (a 250 Ma) resultó del calentamiento iniciado por la erupción de las masivas Trampas Siberianas durante un período de al menos un millón de años.
Se cree que el gran impacto extraterrestre al final del Cretácico (límite Cretáceo-Paleógeno o K-Pg, también conocido como límite K-T) produjo una enorme cantidad de polvo, que puede haber permanecido en la atmósfera durante varios años, y también una gran cantidad de CO 2. ¿Cuáles crees que habrían sido las implicaciones de estos dos factores para forzar el clima a corto y largo plazo?
Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 19.1 respuestas.
La órbita de la Tierra alrededor del Sol es casi circular, pero como todos los sistemas físicos, tiene oscilaciones naturales. En primer lugar, la forma de la órbita cambia en una escala de tiempo regular —cercana a los 100.000 años— de estar cerca de circular a ser muy ligeramente elíptica. Pero la circularidad de la órbita no es lo que importa; es el hecho de que a medida que la órbita se vuelve más elíptica, la posición del Sol dentro de esa elipse se vuelve menos central o más excéntrica (Figura\(\PageIndex{5}\) a). La excentricidad es importante porque cuando es alta, la distancia Tierra-Sol varía más de una estación a otra que cuando la excentricidad es baja.
Segundo, la Tierra gira alrededor de un eje a través de los polos Norte y Sur, y ese eje forma un ángulo con el plano de la órbita terrestre alrededor del Sol (Figura\(\PageIndex{5}\) b). El ángulo de inclinación (también conocido como oblicuidad) varía en una escala de tiempo de 41,000 años. Cuando el ángulo está en su máximo (24.5°), se acentúan las diferencias estacionales de la Tierra. Cuando el ángulo está en su mínimo (22.1°), se minimizan las diferencias estacionales. La hipótesis actual es que la glaciación se ve favorecida a bajas diferencias estacionales ya que los veranos serían más fríos y la nieve tendría menos probabilidades de derretirse y más probabilidades de acumularse de año en año.
Tercero, la dirección en la que apunta el eje de rotación de la Tierra también varía, en una escala de tiempo de aproximadamente 20,000 años (Figura\(\PageIndex{5}\) c). Esta variación, conocida como precesión, significa que aunque el Polo Norte está apuntando actualmente a la estrella Polaris (la estrella polar), en 10 mil años apuntará a la estrella Vega.
La importancia de la excentricidad, inclinación y precesión a los ciclos climáticos de la Tierra (ahora conocidos como Ciclos Milankovitch) fue señalada por primera vez por el ingeniero y matemático yugoslavo Milutin Milankovitch a principios del siglo XX. Milankovitch reconoció que aunque las variaciones en los ciclos orbitales no afectaron la cantidad total de insolación (energía luminosa del Sol) que recibió la Tierra, sí afectó en qué parte de la Tierra esa energía era más fuerte. Las glaciaciones son más sensibles a la insolación recibida en latitudes de alrededor de 65°, y con la configuración actual de los continentes, tendría que ser 65° norte (porque casi no hay tierra a 65° sur).
Los aspectos más importantes son si el hemisferio norte está apuntando hacia el Sol en su aproximación más cercana o más lejana, y cuán excéntrica es la posición del Sol en la órbita de la Tierra. Dos situaciones opuestas se ilustran en la Figura\(\PageIndex{6}\). En el panel superior, el hemisferio norte se encuentra a la distancia más alejada del Sol durante el verano, lo que significa veranos más fríos. En el panel inferior, el hemisferio norte se encuentra a su distancia más cercana al Sol durante el verano, lo que significa veranos más calurosos. Los veranos fríos, a diferencia de los fríos inviernos, son el factor clave en la acumulación de hielo glacial, por lo que el escenario superior en Figura\(\PageIndex{6}\) es el que promueve la glaciación. Este factor es mayor cuando la excentricidad es alta.
Los datos de inclinación, excentricidad y precesión en los últimos 400,000 años se han utilizado para determinar los niveles de insolación a 65° norte, como se muestra en la Figura\(\PageIndex{7}\). También se muestran en la Figura\(\PageIndex{7}\) las temperaturas del núcleo de hielo antártico del mismo período de tiempo. La correlación entre ambos es clara, y aparece en el registro antártico porque cuando los cambios de insolación conducen al crecimiento de glaciares en el hemisferio norte, las temperaturas del hemisferio sur también se ven afectadas.
Las corrientes oceánicas son importantes para el clima, y las corrientes también tienen tendencia a oscilar. Los núcleos de hielo glacial muestran evidencia clara de cambios en la Corriente del Golfo (y otras partes del sistema de circulación termohalina) que afectaron el clima global en una escala de tiempo de aproximadamente 1,500 años durante la última glaciación. Los cambios este-oeste en la temperatura de la superficie del mar y la presión superficial en el Océano Pacífico ecuatorial, conocido como Oscilación del Sur de El Niño o Enso, varían en una escala de tiempo mucho más corta de entre dos y siete años. Estas variaciones tienden a atraer la atención del público porque tienen implicaciones climáticas significativas en muchas partes del mundo. Los últimos 65 años de los valores del índice ENSO se muestran en la Figura\(\PageIndex{8}\). Los más fuertes de El Niño en las últimas décadas fueron en 1983 y 1998, y ambos fueron años muy cálidos desde una perspectiva global. Durante un fuerte El Niño, las temperaturas ecuatoriales de la superficie marina del Pacífico son más cálidas de lo normal y calientan la atmósfera por encima del océano, lo que conduce a temperaturas globales más cálidas que la media.
Comentarios sobre el clima
Como ya se dijo, las retroalimentaciones climáticas son de vital importancia para amplificar las fuerzas climáticas débiles en cambios climáticos en toda regla. Cuando Milankovitch publicó su teoría en 1924, fue ampliamente ignorada, en parte porque era evidente para los científicos del clima que el forzamiento producido por las variaciones orbitales no era lo suficientemente fuerte como para impulsar los cambios climáticos significativos de los ciclos glaciares. Esos científicos no reconocieron el poder de las retroalimentaciones positivas. No fue hasta 1973, 15 años después de la muerte de Milankovitch, que se disponía de datos suficientemente de alta resolución para mostrar que las glaciaciones del Pleistoceno fueron impulsadas por los ciclos orbitales, y se hizo evidente que los ciclos orbitales eran solo el forzamiento que inició una serie de mecanismos de retroalimentación que hizo el cambio climático.
Dado que la Tierra todavía tiene un volumen muy grande de hielo —principalmente en las capas de hielo continentales de la Antártida y Groenlandia, pero también en los glaciares alpinos y el permafrost— el derretimiento es uno de los mecanismos de retroalimentación clave. El derretimiento del hielo y la nieve conduce a varios tipos diferentes de retroalimentación, siendo uno importante un cambio en el albedo. El albedo es una medida de la reflectividad de una superficie. Las diversas superficies de la Tierra tienen albedos muy diferentes, expresados como el porcentaje de luz que se refleja en un material dado. Esto es importante porque la mayor parte de la energía solar que golpea una superficie muy reflectante no es absorbida y por lo tanto hace poco para calentar la Tierra. El agua en los océanos o en un lago es una de las superficies más oscuras, reflejando menos del 10% de la luz incidente, mientras que las nubes y la nieve o el hielo se encuentran entre las superficies más brillantes, reflejando de 70% a 90% de la luz incidente (Figura\(\PageIndex{9}\)).
Cuando se cosecha un bosque, hay cambios significativos en la tasa de absorción biológica de CO 2, pero también hay un cambio en el albedo. Usando Figura\(\PageIndex{9}\), y asumiendo que un corte claro tiene un albedo similar a la arena, ¿cuál es la implicación solo de albedo del corte claro para el cambio climático? Tenga en cuenta que esta implicación sólo se aplica al cambio de albedo causado por el claro corte. El corte claro reduce la capacidad del área para absorber CO 2, y también tiene numerosas implicaciones ecológicas y geológicas negativas.
Consulte el Apéndice 3 para el Ejercicio 19.2 respuestas.
Cuando el hielo marino se derrite, como lo ha hecho en el Océano Ártico a un ritmo inquietante durante la última década, el albedo de la zona afectada cambia drásticamente, de alrededor del 80% a menos del 10%. Esto es una retroalimentación positiva porque mucha más energía solar es absorbida por el agua que por el hielo preexistente, y el aumento de temperatura se amplifica. Lo mismo se aplica al hielo y a la nieve en tierra, pero la diferencia en albedo no es tan grande.
Cuando el hielo y la nieve en tierra se derriten, el nivel del mar sube. (El nivel del mar también está subiendo porque los océanos se están calentando y eso aumenta su volumen). Un nivel más alto del mar significa que una mayor proporción del planeta está cubierta de agua, y como el agua tiene un albedo menor que la tierra, se absorbe más calor y la temperatura sube un poco más. Desde la última glaciación, el aumento del nivel del mar ha sido de unos 125 m; un área enorme que solía ser tierra ahora está inundada por agua de mar absorbente de calor. Durante el actual periodo de cambio climático antropogénico, el nivel del mar sólo ha subido unos 20 cm, y aunque eso no hace un gran cambio al albedo, la subida del nivel del mar se está acelerando.
La mayor parte del norte de Canadá tiene una capa de permafrost que va de unos pocos centímetros a cientos de metros de espesor; lo mismo se aplica en Alaska, Rusia y Escandinavia. El permafrost es una mezcla de suelo y hielo (Figura\(\PageIndex{11}\)), y también contiene una cantidad significativa de carbono orgánico atrapado que se libera como CO 2 y CH 4 cuando el permafrost se descompone. Debido a que la cantidad de carbono almacenado en el permafrost está en el mismo orden de magnitud que la cantidad liberada por la quema de combustibles fósiles, este es un mecanismo de retroalimentación que tiene el potencial de igualar o superar el forzamiento que lo ha desatado.
En algunas regiones polares, incluido el norte de Canadá, el permafrost incluye hidrato de metano (ver sección 18.3), una forma altamente concentrada de CH 4 atrapada en forma sólida. Desglose del permafrost libera este CH 4. Aún mayores reservas de hidrato de metano existen en el fondo del mar, y si bien se necesitaría un calentamiento significativo del agua del océano hasta una profundidad de cientos de metros, esto también es probable que suceda en el futuro si no limitamos nuestro impacto en el clima. Existe una fuerte evidencia isotópica de que el máximo térmico del Paleoceno-Eoceno (ver Figura\(\PageIndex{1}\)) fue causado, al menos en parte, por una liberación masiva de hidrato de metano en el fondo marino.
Hay aproximadamente 45 veces más carbono en el océano (como iones bicarbonato disueltos, HCO 3 −) que en la atmósfera (como CO 2), y hay un intercambio constante de carbono entre los dos reservorios. Pero la solubilidad del CO 2 en el agua disminuye a medida que sube la temperatura. Es decir, cuanto más cálido se pone, más de ese bicarbonato oceánico se transfiere a la atmósfera como CO 2. Eso hace que la solubilidad del CO 2 sea otro mecanismo de retroalimentación positiva.
El crecimiento de la vegetación responde positivamente tanto al aumento de las temperaturas como a los niveles elevados de CO 2, por lo que en general representa una retroalimentación negativa al cambio climático porque cuanto más crece la vegetación, más CO 2 se toma de la atmósfera. Pero no es tan sencillo porque cuando los árboles crecen y crecen más vigorosamente, los bosques se vuelven más oscuros (tienen menor albedo) por lo que absorben más calor. Además, el calentamiento climático no es necesariamente bueno para el crecimiento de la vegetación; algunas áreas se han vuelto demasiado calientes, demasiado secas o incluso demasiado húmedas para apoyar a la comunidad vegetal que estaba creciendo allí, y podría tomar siglos para que algo lo reemplace con éxito.
Todos estos comentarios positivos (y negativos) funcionan en ambos sentidos. Por ejemplo, durante el enfriamiento climático, el crecimiento de los glaciares conduce a mayores albedos, y la formación de permafrost da como resultado el almacenamiento de carbono que de otro modo habría regresado rápidamente a la atmósfera.
Descripciones de imagen
Descripción\(\PageIndex{2}\) de la imagen de la figura: Nuestro sol tiene aproximadamente 4.5 mil millones de años. En los próximos 5 mil millones de años, seguirá calentándose hasta que se convierta en un gigante rojo. Dentro de seis mil millones de años, se convertirá en una nebulosa planetaria y luego en una enana blanca. [Volver a la figura\(\PageIndex{2}\)]
Descripción de\(\PageIndex{5}\) imagen de la figura:
- La excentricidad del Sol dentro de la órbita terrestre pasa por un ciclo de 100 mil años. La órbita de la Tierra alrededor del sol puede ser muy circular, pero cuando se vuelve más ovalada, el Sol se desvía del centro de la elipse. Esto significa que a veces la Tierra estará más lejos del sol de lo normal y a veces estará más cerca del sol de lo normal.
- El ángulo de inclinación (u oblicuidad) o el eje de la Tierra pasa por un ciclo de 41,000 años. Al comparar el Polo Norte con una línea perpendicular al plano de la órbita terrestre, la oblicuidad puede variar de 22.1 ° a 24.5 °.
- La precesión axial de la Tierra opera en un ciclo de 20,000 años.
[Volver a la figura\(\PageIndex{5}\)]
Descripción de la\(\PageIndex{9}\) imagen de la figura: El albedo de las superficies de la Tierra: agua=alrededor de 5%; Bosque= 10% a 15%; Arena= 30%; Nieve vieja e hielo= 70%; Nube= 75% a 85%. Nieve fresca= 90%. El albedo promedio de la Tierra es de 30%. [Volver a la figura\(\PageIndex{9}\)]
Atribuciones de medios
- Figura\(\PageIndex{1}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{2}\): “Ciclo de Vida Solar” de Oliverbeatson. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{3}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{4}\): “Impacto Costero” de Don Davis, NASA. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{5}\) A: “Excentricidad cero” de la NASA. Adaptado por Steven Earle. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{5}\) B: “Rango de oblicuidad terrestre” de la NASA. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{5}\) C: “Precesión de la Tierra” de la NASA. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{6}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{7}\): © Steven Earle. CC POR. Con base en datos de Valerie Masson-Delmotte, “EPICA Dome C Ice Core 800kyR Datos de deuterio y estimaciones de temperatura”, Número de serie de contribución WDCA: 2007-091, Programa de Paleoclimatología NOAA/NCDC, Boulder CO, EE. UU. Recuperado de: ftp://ftp.ncdc.noaa.gov/pub/data/pal...uttemp2007.txt y de Berger, A. y Loutre, M.F. (1991). Valores de insolación para el clima de los últimos 10 millones de años. Reseñas de Ciencias Cuaternarias, 10, 297-317.
- Figura\(\PageIndex{8}\): “Índice ENSO Multivariante (MEI)” por NOAA. Adaptado por Steven Earle. Dominio público.
- Figura\(\PageIndex{9}\): © Steven Earle. CC POR.
- Figura\(\PageIndex{10}\): “Clearcutting-Oregon” © Calibas. CC BY-SA.
- Figura\(\PageIndex{11}\): “Bloque de permafrost colapsado de tundra costera en la costa ártica de Alaska” por el USGS. Dominio público.