1.7: Impactos

El cambio climático impacta no sólo en los sistemas físicos sino también biológicos y humanos. Los posibles impactos del cambio climático futuro son consideraciones importantes para la toma de decisiones actuales, pero están asociados con incertidumbres. En este capítulo discutiremos proyecciones futuras con modelos climáticos, las principales fuentes de incertidumbre para esas proyecciones y algunos impactos a escala global.

a) Proyecciones

La predicción es difícil, especialmente sobre el futuro. Esto también es cierto para las proyecciones del cambio climático futuro. Se basan en suposiciones sobre futuros forzamientos radiativos como las emisiones antropogénicas o las concentraciones de gases de efecto invernadero y aerosoles, que se desconocen. Por esta razón se les llama proyecciones y no predicciones.

Los científicos del clima creen que las mejores proyecciones consideran los resultados de los modelos climáticos del estado de la ciencia porque son síntesis de conocimiento teórico y empírico. Sin embargo, como hemos aprendido en los capítulos anteriores, los modelos climáticos son imperfectos. Por lo tanto, las incertidumbres en las proyecciones futuras surgirán de ambos supuestos sobre futuras emisiones de gases de efecto invernadero y errores del modelo climático.

El informe de evaluación más reciente del IPCC (AR5) utiliza escenarios futuros que especifican el forzamiento radiativo antropogénico (Figura 1; Collins et al., 2013; Stocker et al., 2013). Se denominan Vías Representativas de Concentración (RCP) y son seguidas por un número que indica el forzamiento radiativo alrededor del año 2100. El objetivo es cubrir una gama de futuros posibles. Obsérvese que el forzamiento radiativo disminuye lentamente después del año 2050 para el escenario RCP2.6. En este caso se alcanza el forzamiento máximo de ~2.5 Wm ^-2 a mediados de este siglo. Los escenarios RCP4.5 y RCP6.0 continúan incrementando el forzamiento radiativo durante este siglo y estabilizándose cerca de su máximo alrededor del año 2100, mientras que para el escenario RCP8.5 el forzamiento continúa aumentando hasta aproximadamente el año 2200 después del cual se estabiliza a 12 Wm ^-2.

Figura 1: Forzamiento radiativo antropogénico en función del tiempo para los escenarios actuales (RCP) y previos (SRES) del IPCC. De ipcc.ch.

El forzamiento radiativo prescrito se utiliza entonces para calcular las concentraciones correspondientes de CO ₂ (Figura 2), por ejemplo, invirtiendo la eq. (2) en el capítulo 4. El escenario RCP2.6 conduce a una estabilización de las concentraciones de CO ₂ por debajo de 450 ppm durante el siglo ^XXI, mientras que en los escenarios RCP4.5 y RCP6.0 las concentraciones de CO ₂ continúan aumentando a aproximadamente 550 ppm y 650 ppm, respectivamente, al año 2100. En el escenario RCP8.5 las concentraciones de CO ₂ aumentan a aproximadamente 900 ppm al año 2100.

Los modelos de ciclo de carbono se utilizan para calcular las emisiones de carbono consistentes con esas rutas de concentración de CO ₂. Debido a las incertidumbres en los modelos, surge una serie de escenarios de emisión de carbono (bandas sombreadas en la Figura 2). El escenario RCP2.6 implica fuertes reducciones en las emisiones de carbono después de aproximadamente el año 2020, mientras que el escenario de negocios como de costumbre RCP8.5 asume aumentos continuos en las emisiones hasta el año 2100 (Figura 2). Los dos escenarios intermedios RCP4.5 y RCP6.0 suponen aumentos continuos en las emisiones hasta aproximadamente 2050 o 2080 seguidos de reducciones de emisiones.

Figura 2: Evolución de las emisiones y concentraciones de CO ₂ (recuadro) para escenarios de RCP. Las emisiones se calculan a partir de modelos simples de caja de ciclo de carbono dadas las concentraciones de CO ₂. Las incertidumbres en estos cálculos se indican por el sombreado y las dos líneas diferentes etiquetadas como media CMIP5 y escenario IAM. De ipcc.ch.

Las vías de concentración de CO ₂ se utilizan como insumo para modelos climáticos integrales, que proyectan una gama de respuestas globales de temperatura (Figura 3). Para el escenario RCP2.6 los modelos proyectan un mayor calentamiento de menos de 1°C por encima de los niveles actuales para el año 2050 y posterior enfriamiento lento. Los escenarios RCP4.5 y RCP6.0 dan como resultado un calentamiento adicional de aproximadamente 1.5 a 2°C hasta el año 2100, mientras que para el escenario de negocios como de costumbre las temperaturas RCP8.5 aumentan en 4°C para el año 2100 y en 8°C para el año 2300. Este último corresponde al doble de la diferencia de temperatura entre el Último Máximo Glacial y el preindustrial (ver capítulo 3). Obsérvese que la incertidumbre como indica el sombreado es mucho mayor para el escenario de altas emisiones RCP8.5 en comparación con los escenarios intermedio y bajo.

Figura 3. Proyecciones de temperatura superficial promedio global en relación con 1986-2005. El sombreado indica el rango de 5 y 95% y la línea es la media multimodelo. La línea negra con el sombreado gris representa simulaciones históricas incluyendo variaciones en el forzamiento volcánico. Dado que el forzamiento volcánico es imposible de predecir para el futuro, los cambios en los forzamientos radiativos naturales no se consideran en las proyecciones. Se indica el número de modelos climáticos utilizados. No todos los modelos han simulado el periodo completo hasta el año 2300, lo que lleva a un salto en la línea roja al año 2100. De ipcc.ch.

Los modelos climáticos proyectan más calentamiento sobre la tierra que sobre el océano y más calentamiento en latitudes altas, especialmente en el Ártico (Figura 4). Este patrón es similar para todos los escenarios y periodos de tiempo. Sin embargo, los números absolutos son menores para escenarios de emisiones menores que para el escenario de negocios como de costumbre RCP8.5 que se muestra en la Figura 4. Hemos encontrado estos patrones de contraste tierra-mar y amplificación polar antes en las observaciones de los cambios históricos de temperatura discutidos en el capítulo 2, en las temperaturas reconstruidas del Último Máximo Glacial discutido en el capítulo 3, y en nuestras discusiones sobre estudios de detección y atribución en capítulo 7. Se concluye que estos patrones son características robustas del sistema climático que son relativamente bien entendidas y reproducidas en modelos. El calentamiento en el Ártico es más del doble que el promedio global, que está dominado por los océanos. El IPCC concluye que, en promedio, el calentamiento sobre la tierra será de 1.4 a 1.7 veces mayor que el calentamiento sobre el océano (Collins et al., 2013).

Figura 4: Cambios de temperatura superficial proyectados para el escenario de negocios como de costumbre RCP8.5 a finales del siglo ^XXI. El punteado indica regiones de cambios altamente significativos, donde la media multimodelo es mayor que dos desviaciones estándar de la variabilidad interna modelada y donde al menos 90% de los modelos coinciden en el signo del cambio. Da click en el mapa para ver proyecciones de otros escenarios y tiempos. De ipcc.ch.

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La Figura (5) muestra que los modelos proyectan más calentamiento en la troposfera tropical superior que en la superficie. El aumento del contenido de vapor de agua en la atmósfera más cálida (ver discusiones en el Capítulo 4 de la relación Clausius-Clapeyron y la retroalimentación de la tasa de lapso, y en el Capítulo 6 del ciclo hidrológico) provoca un mayor transporte ascendente de humedad en la parte ascendente de la celda Hadley. La condensación mejorada y la liberación de calor latente conducen a un calentamiento intensificado allí.

Los modelos también proyectan enfriamiento significativo en la estratosfera. Dado que la estratosfera está estratificada de manera estable (no hay convección) su balance energético está determinado por el calentamiento local a partir de la absorción de radiación solar por el ozono y el enfriamiento local a partir de la emisión de radiación infrarroja por CO ₂ (Manabe y Strickler, 1964). Así, mayores concentraciones de CO ₂ en la estratosfera conducirán a una mayor emisión de radiación infrarroja y enfriamiento allí. El enfriamiento estratosférico se observa en mediciones contemporáneas, consistente con el efecto de enfriamiento del CO ₂. Sin embargo, el enfriamiento actual también es causado por disminuciones en el ozono estratosférico causadas por las emisiones humanas de Clorofluorocarbonos (CFC). Sin embargo, el enfriamiento estratosférico proyectado para el futuro estará dominado por aumentos de CO ₂, ya que las emisiones de CFC han disminuido y se espera que el agujero de ozono sane en las próximas décadas.

Figura 4. La eclosión indica donde los cambios no son significativos con respecto a las variaciones de 2 sigma de variabilidad interna. Haga clic en el panel del océano para ver los resultados de otros escenarios. De ipcc.ch.

Se proyecta que el calentamiento observado de la parte superior del océano continúe y penetre más profundamente en el interior del océano particularmente en regiones de formación de aguas profundas como el Océano Austral (Figura 5). Un mayor calentamiento de la superficie aumentará la estratificación del océano y reducirá la mezcla vertical, con implicaciones para la circulación de vuelco meridional del océano y la entrega de nutrientes a la zona eufótica, los cuales probablemente seguirán disminuyendo.

Se proyecta que el calentamiento de la superficie aumente la evaporación en todas partes excepto en el norte del Atlántico Norte y el Océano Austral donde el calentamiento es menor y sobre algunas áreas terrestres donde se proyecta que disminuya la precipitación (Figura 6). Generalmente se proyecta que la precipitación aumente en regiones que ya están húmedas como los trópicos y en latitudes medias a altas, y disminuya en regiones que ya están secas como los subtrópicos. Por lo general, se proyecta que la humedad relativa disminuya sobre las áreas terrestres y aumente sobre los océanos. Se proyecta que la pérdida neta de agua dulce superficial, determinada por evaporación menos precipitación (E − P), aumente en los subtrópicos, mientras que los trópicos y latitudes medias a altas ganarán agua. Se proyecta que la escorrentía aumente en la mayoría de las regiones excepto alrededor del Mediterráneo, el suroeste de Estados Unidos y México, el suroeste de África y partes de América del Sur. La humedad del suelo, por otro lado, se proyecta que disminuya casi en todas partes excepto en partes del norte de África, Asia y Sudamérica, donde la precipitación aumenta sustancialmente.

Figura 4, pero para cambios en el ciclo hidrológico. De ipcc.ch.

Las proyecciones sugieren que el hielo marino del Ártico continuará disminuyendo en el futuro, particularmente al final del verano (Figura 7). Sin embargo, se proyectan descensos mucho mayores para el escenario de altas emisiones (RCP8.5), para lo cual todos los modelos proyectan un océano Ártico casi completamente libre de hielo, en comparación con el escenario de bajas emisiones (RCP2.6), para el cual todos los modelos proyectan una cubierta sustancial de hielo marino restante.

Figura 7: Proyecciones del hielo marino ártico en septiembre. Los resultados de todos los modelos se muestran como líneas discontinuas en los paneles de series de tiempo a la izquierda y como sombreado blanco en los mapas a la derecha. Los resultados de un subconjunto de modelos que mejor coinciden con el hielo marino observado (números entre paréntesis) se muestran como líneas continuas y sombreado gris. De ipcc.ch.

También se proyecta que los glaciares de montaña continúen derritiéndose, así como las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida. Debido a esta entrada de masa junto con la expansión del océano a partir del calentamiento del nivel del mar se proyecta aumentar de 40 a 70 cm para el año 2100 (Figura 8). Tenga en cuenta que las proyecciones del nivel del mar son muy similares para todos los escenarios hasta mediados de siglo. Esto indica el compromiso con el futuro cercano aumento del nivel del mar a partir de las emisiones de carbono pasadas. Es decir, un cambio climático considerable y los impactos asociados ya están horneados en el sistema y no se pueden evitar. Implica la necesidad de adaptarse a estos impactos inevitables.

Figura 8: Aumento global del nivel del mar proyectado para el siglo ^XXI. Las curvas azul y roja muestran proyecciones para los escenarios RCP2.6 y RCP8.5, respectivamente. El sombreado indica el rango de incertidumbre probable (66-100%). Las barras de la derecha muestran los promedios 2081-2000 para cuatro escenarios. De ipcc.ch.

El aumento de la estratificación por calentamiento y refrescamiento de las aguas superficiales del Atlántico Norte conducirá a una desaceleración de la circulación de vuelco meridional del Atlántico, en aproximadamente 10% por cada grado Celsius de calentamiento medio global (Bakker et al., 2016). Muchos otros impactos también dependen aproximadamente linealmente de la temperatura media global y la temperatura media global puede aproximarse bien por las emisiones de carbono acumuladas (Matthews et al., 2009) de tal manera que 500 Gt conducen a aproximadamente 1°C de calentamiento (Figura 9). Dado que ya emitimos alrededor de 500 Gt, esto significa que si queremos mantenernos por debajo de los 2°C, objetivo del Acuerdo de París, solo tenemos otras 500 Gt de carbono para emitir.

Figura 2. Las líneas coloreadas muestran medias multimodelo de los escenarios de RCP y el penacho coloreado indica incertidumbres. Los resultados de los experimentos de aumento exponencial de CO ₂ a una tasa de 1% anual se muestran como la línea negra y el sombreado gris. Los escenarios de RCP conducen a un calentamiento algo mayor porque incluyen forzamientos adicionales que no son de CO ₂. De ipcc.ch.

Cuadro 1: Puntos de Inflexión

Un punto de inflexión es un umbral que cuando se cruza conducirá a una transición irreversible a un estado diferente. Ejemplos de puntos de inflexión son

• fusión de la capa de hielo de Groenlandia,
• derretimiento de la capa de hielo de la Antártida Occidental,
• colapso del Atlántico meridional volcando circulación,
• cambios en los ecosistemas,
• extinciones de especies.

Las capas de hielo pueden tener puntos de inflexión debido a las retroalimentaciones positivas, como la elevación de la capa de hielo — retroalimentación del balance de masas (Weertman 1961). Esta retroalimentación se puede entender considerando una capa de hielo idealizada sobre un lecho plano como se ilustra en la Figura B1.1 a continuación. Una capa de hielo gana masa a través de la acumulación de nieve en las partes centrales superiores, mientras que pierde hielo al derretirse a lo largo de los márgenes inferiores. Por simplicidad asumimos en lo siguiente que las velocidades de acumulación y fusión son espacialmente constantes. Debido a la gravedad y al gradiente de presión horizontal resultante, el hielo fluye lentamente desde el centro hacia los márgenes. Al moverse hacia arriba sobre un glaciar o capa de hielo, uno comienza en el margen para caminar sobre hielo. En algún momento el hielo se convierte en nieve, que cubre el interior de la sábana hasta la cima. Esta es la llamada línea de nieve o línea de equilibrio. Indica la transición de la zona de fusión a la zona de acumulación. Si la altura media de la capa de hielo es mayor que la altura de la línea de equilibrio H _E, la capa de hielo se encuentra en un equilibrio estable. Sin embargo, si las temperaturas de calentamiento suben la línea de equilibrio al área de ablación aumenta y la capa de hielo pierde más masa de la que gana. Se encoge y su altura baja, lo que lleva a que se derrita aún más. Esta retroalimentación puede conducir a un derretimiento rápido e irreversible de toda una capa de hielo.

Figura B1.1: Sección esquemática a través de una capa de hielo idealizada. El eje horizontal representa la distancia en km desde su margen izquierdo. El eje vertical representa la elevación por encima de la base plana.

Como resultado de esta retroalimentación, las capas de hielo exhiben un comportamiento de histéresis como se ilustra esquemáticamente en la Figura (B1.2). Si la altura de la línea de equilibrio está entre cero y son posibles dos estados. Uno sin hielo y otro con capa de hielo. Supongamos que estamos en un estado sin hielo en la rama inferior de la curva de histéresis. Si el clima se enfría y la línea de equilibrio cae por debajo de cero, el hielo crecerá y pasaremos al estado con una capa de hielo. Si el clima ahora vuelve a calentarse la capa de hielo permanecerá en su lugar hasta que la altura de la línea de equilibrio se eleve por encima. En este punto la capa de hielo se derretirá. Entonces, para el equilibrio son posibles alturas de línea entre cero y dos estados y en qué estado se encuentra el sistema depende de su historia. Esta es una propiedad típica de la histéresis como se observa, por ejemplo, en el magnetismo. También puede conducir a cambios rápidos de estado como lo ilustran las flechas verticales. Debido a que su latitud es más hacia los polos y su altura es mayor, se piensa que la capa de hielo de la Antártida Oriental es más estable y más alejada del umbral de fusión que la capa de hielo de Groenlandia.

Figura B1.2: Curva esquemática de histéresis para una capa de hielo. Los ejes vertical y horizontal representan el volumen de hielo y la altura de la línea de equilibrio, respectivamente.

Los modelos de capa de hielo más complejos exhiben un comportamiento umbral similar. Las estimaciones actuales sugieren que la capa de hielo de Groenlandia puede desaparecer casi por completo por calentamiento global de 0.8-3.2°C por encima de las temperaturas preindustriales (Figura B1.3). Sin embargo, aunque este umbral pueda superarse en un futuro próximo debido a las continuas emisiones antropogénicas de carbono, la capa de hielo no se desintegrará de inmediato. Puede tomar de cientos a miles de años fundirse por completo. Cuanto mayor sea el calentamiento, más rápido será el derretimiento del hielo. El derretimiento de toda la capa de hielo de Groenlandia elevaría el nivel global del mar en unos 7 m.

Figura B1.3: Groenlandia completamente glaciada (izquierda) y mayormente desglaciada (derecha). Las líneas de contorno denotan espesor de la capa de hielo en km. De Robinson et al. (2012) en nature.com.

La capa de hielo de la Antártida Occidental también es vulnerable al calentamiento. La mayor parte se encuentra bajo el nivel del mar y está rodeada de plataformas de hielo que flotan en el océano (Figura B1.4). La línea de puesta a tierra separa la plataforma de hielo del hielo terrestre terrestre. Las plataformas de hielo a menudo proporcionan una fuerza de apoyo que evita que la capa de hielo interior fluya más rápido hacia el océano. La intrusión de Aguas Profundas Circumpolares Cálidas (CDW) puede derretir el fondo de la plataforma de hielo, aumentar el parto de bergs de hielo y provocar la retirada de la línea de conexión a tierra. Debido a que la profundización del lecho hacia el retroceso interior de la línea de puesta a tierra y el refuerzo reducido pueden provocar un aumento en el flujo de hielo hacia el exterior e iniciar una inestabilidad que conduce al colapso de toda la capa de hielo. Modelos recientes indican que la capa de hielo de la Antártida Occidental podría desintegrarse en cientos de años para escenarios de emisiones altas e intermedias de carbono, mientras que es estable para escenarios de bajas emisiones (DeConto y Pollard, 2016). Si la capa de hielo de la Antártida Occidental colapsó el nivel global del mar aumentaría en unos 5 m.

Figura B1.4: Vulnerabilidades de capa de hielo antártico. Arriba: Ilustración esquemática de la capa de hielo de la Antártida Occidental de carbonbrief.org. Abajo: Proyección de la capa de hielo antártico al año 2500 para los escenarios de emisión RCP2.6 (izquierda) y RCP8.5 (derecha) de DeConto y Pollard, 2016).

La Circulación de Volcado Meridional del Atlántico (AMOC) también tiene el potencial de cambiar a un estado colapsado una vez que se supera un umbral. La evidencia paleoclima indica que tales cambios ocurrieron repetidamente en el pasado. El AMOC presenta un comportamiento de histéresis debido a una retroalimentación positiva entre la circulación y las salinidades en el Atlántico Norte. La circulación transporta aguas salinas altas desde los subtrópicos hacia el Atlántico Norte. Sin embargo, una reducción del caudal y así el transporte hacia el norte de aguas salinas conducirán a disminuir las salinidades en las regiones del Atlántico Norte de formación de aguas profundas y esto reducirá aún más el flujo. Actualmente se piensa que un colapso de AMOC es poco probable para escenarios de bajas emisiones pero la probabilidad aumenta para escenarios de altas emisiones (Bakker et al., 2016). Un colapso o una gran reducción del AMOC afectaría no solo al Atlántico Norte debido a la reducción del transporte de calor hacia el norte, también afectaría a los trópicos al desplazar la Zona de Convergencia Intertropical hacia el sur, lo que afectaría los patrones de precipitación, vegetación, ecosistemas y humanos allí y afectaría los ciclos biogeoquímicos oceánicos (por ejemplo, de nutrientes y carbono) y los ecosistemas.

Los ecosistemas continuarán sus cambios hacia los polos y hacia arriba. La tundra actual, por ejemplo, será reemplazada por taiga (Figura B1.5). Las especies que solían vivir en latitudes altas o en las elevaciones superiores de las montañas pueden ser reemplazadas por especies que se mueven desde más al sur o desde altitudes más bajas. Esto puede conducir a extinciones de especies. Especialmente vulnerables son las especies que viven cerca de la cima de las montañas como la pequeña pika linda, o cerca de desaparecer el hielo marino como osos polares, morsa y narval (Larsen et al., 2014).

Figura B1.5: La tundra (izquierda) es un bioma en latitudes del extremo norte caracterizado por pastos y vegetación arbustiva y permafrost bajo el suelo descongelado estacionalmente. Bueyes almizcleros, gansos, caribú (reno), zorro ártico, liebre ártica, búho de las nieves y lemmings son algunos de los animales que llaman hogar a la tundra. El calentamiento conduce a la taiga (también conocida como bosque boreal, derecha) con coníferas que reemplazan a la tundra.

b) Ecosistemas

Los modelos de vegetación proyectan más cambios hacia los polos en los biomas (Figura 10) debido al calentamiento consistente con las tendencias actuales observadas actualmente. La vegetación potencial es la vegetación natural que crecería en un área determinada sin cambios humanos en el uso del suelo como la agricultura o la silvicultura. Los cambios del bioma se proyectan con mayor confianza en aquellas regiones cercanas a los límites del bioma hacia la dirección migratoria del bioma invasor. Por ejemplo, cerca del límite tundra/taiga habrá casi con certeza un cambio de tundra a taiga. Para especies individuales como el álamo temblón en América del Norte son posibles grandes desplazamientos.

Figura 10: Vegetación potencial modelada en 1990 (a), cambios proyectados a finales de siglo (b) y confianza en las proyecciones (c). Los biomas de polos a ecuador son hielo (IC), tundra y alpino (UA), bosque boreal de coníferas (taiga, BC), bosque templado de coníferas (TC), bosque templado de hoja ancha (TB), bosque mixto templado (TM), matorrales templados (TS), pastizales templados (TG), desierto (DE), pastizales tropicales (RG), bosques tropicales (RW), bosque tropical caducifolio de hoja ancha (RD), bosque tropical perennifolio de hoja ancha (RE). De González et al. (2010).

El aumento de las concentraciones de CO ₂ en la atmósfera aumentará la eficiencia en el uso del agua de las plantas. Pueden crecer más con el mismo uso de agua porque no necesitan abrir tanto sus estomas para que fluya la misma cantidad de CO ₂. También pueden crecer en regiones que antes estaban demasiado secas para ellas bajo CO ₂ más bajo. Este efecto de ecologización se observa actualmente, por ejemplo, desde los satélites.

Los cambios en la precipitación también afectarán la distribución de la vegetación. Los efectos sobre la vegetación de la precipitación reducida en los subtrópicos en un clima más cálido pueden ser compensados en cierta medida por el aumento de la eficiencia en el uso del agua bajo CO ₂ más alto. Una temporada de crecimiento más larga, mayor CO ₂ y temperaturas más cálidas aumentarán la producción neta de la planta, pero también la respiración, por ejemplo en los suelos.

Se proyecta que los incendios forestales aumenten en latitudes medias y altas debido al cambio climático futuro, mientras que se proyecta que disminuyan en los trópicos (Figura 11). El fuego necesita combustible, que en el caso del incendio forestal es biomasa quemable (madera seca). También necesita las condiciones climáticas o climáticas adecuadas. Los veranos calurosos y secos aumentan los riesgos de incendio y los fuertes vientos pueden provocar incendios que se propaguen rápidamente. En muchas regiones, por ejemplo, América del Norte, Australia y Rusia, la extinción de incendios por parte de los humanos ha provocado una acumulación de combustible que, una vez encendido, puede provocar incendios más grandes. En muchas partes de los trópicos, por otro lado, los humanos arden para limpiar los campos agrícolas. Así, los cambios en los incendios forestales no solo son causados por el cambio climático. Sin embargo, los veranos más calurosos y secos, proyectados por ejemplo para el oeste de Estados Unidos, conducirán a una mayor probabilidad de incendio en el futuro. Esto es consistente con la evidencia científica de que los incendios ya han aumentado allí en las últimas décadas debido al cambio climático antropogénico (Abatzoglou y Williams, 2016). En otras regiones como las latitudes altas del norte, donde la vegetación de taiga leñosa reemplazará a la tundra, el aumento resultante en el combustible disponible puede provocar más o mayores incendios. Tenga en cuenta que los cambios en la frecuencia de incendios proyectados son altamente inciertos como lo indican diferentes modelos y métodos que arrojan resultados diferentes.

Figura 11: Cambio proyectado en la probabilidad de incendio de 1971-2000 a 2070-2099 para el escenario de altas emisiones de SRES-A2 utilizando un método estadístico y modelos climáticos. De Moritz et al. (2012).

Uno de los ecosistemas oceánicos más sensibles son probablemente los arrecifes de coral. Los corales están amenazados no solo por el blanqueamiento, lo que se refiere a la expulsión de sus algas simbióticas resultantes de aguas más cálidas, sino también por la acidificación del océano, que inhibe su producción de carbonato de calcio. El cambio observado actualmente de especies de peces hacia latitudes más altas probablemente continuará.

Figura 11: Coral sano (izquierda) y blanqueado (derecha).

En el Ártico, las narballenas pueden ser reemplazadas por orcas invasoras (Figura 12). De igual manera, para muchas otras especies, desde el fitoplancton hasta las ballenas, algunas se beneficiarán y otras sufrirán el cambio climático. Calcificadores como los coccolitóforos presumiblemente estarán entre los perdedores debido a la acidificación del océano, mientras que las cianobacterias, que es otro grupo de fitoplancton, pueden estar entre las vencedoras (Dutkiewitcz et al., 2015). Debido a esta compleja respuesta, no se pueden predecir muchas consecuencias para los ecosistemas. Por lo tanto, es probable que haya sorpresas que los científicos no pudieron prever.

Figura 12: Narval (izquierda) y orcas (derecha).

Generalmente, los impactos del cambio climático en los ecosistemas de la Tierra serán mayores para escenarios de altas emisiones y menores para escenarios de bajas emisiones. Los ecosistemas de la Tierra son resilientes. Han experimentado grandes cambios climáticos en el pasado, como durante los ciclos de la edad de hielo del Pleistoceno. Sin embargo, las tasas actuales de cambio y las esperadas para el futuro son mayores para algunas variables climáticas que las tasas pasadas (Figura 13), lo que tiene a muchos científicos preocupados por la adaptabilidad de los ecosistemas.

c) Cambios a largo plazo

Debido a la larga vida útil del carbono en el sistema de la Tierra, las actividades humanas actuales afectarán a muchas generaciones futuras. El destino final del carbono antropogénico es el entierro en sedimentos oceánicos. Este es un proceso lento que lleva decenas de miles de años eliminar todo el carbono extra. Por esta razón gran parte del carbono que hoy estamos poniendo en la atmósfera impactará el clima y los sistemas físicos, biológicos y humanos de la Tierra durante mucho tiempo. La cantidad total de combustibles fósiles disponibles aún en el suelo es incierta (~10,000 PgC, GEA, 2012), pero es claro que existe suficiente para derretir todas las capas de hielo principales, lo que elevaría el nivel del mar en aproximadamente 65 m. La Figura 13 muestra escenarios de hasta alrededor de 5,000 GtC, lo que conduce a un derretimiento completo de Groenlandia y Las capas de hielo de la Antártida occidental y la mayor parte de la capa de hielo de la Antártida Oriental con un aumento del nivel del mar de aproximadamente 50 m. Incluso el escenario de emisión relativamente bajo (1,280 GtC) conduciría a un aumento del nivel del mar a largo plazo de aproximadamente 25 m. Sin embargo, la tasa de cambio sería mucho más lenta para el escenario de emisiones más bajas (0.5 m/siglo) en comparación con el escenario superior (3 m/siglo). Tales tasas no tienen precedentes en más de 8 mil años. Los escenarios de alta emisión derretirían esencialmente todos los glaciares de montaña de la Tierra, mientras que los escenarios de bajas emisiones derretirían alrededor del 70% de los glaciares actuales, principalmente dentro de este y el próximo siglo (Marzeion et al., 2012). El calentamiento global para todos menos los escenarios de bajas emisiones será similar o incluso superior al del Último Máximo Glacial hasta el Holoceno temprano (~4ºC). Por lo tanto, se pueden esperar transformaciones de los ecosistemas de la Tierra similares en magnitud a las documentadas para la última desglaciación para escenarios de emisiones intermedias y altas. Debido a la prominencia de la influencia humana, el periodo transcurrido desde la revolución industrial se ha denominado el Antropoceno.

Figura 13: Futuro proyectado a largo plazo en perspectiva de cambios pasados en CO 2 atmosférico, temperatura superficial y nivel del mar. Arriba: los mapas muestran anomalías simuladas de temperatura modelo (con respecto a la preindustrial) para el Último Máximo Glacial (hace 21 mil años al final del Pleistoceno) y proyecciones para el año 2100 con base en el escenario de emisión RCP8.5. Centro y fondo: cambios en el CO2, la temperatura global de la superficie y el nivel del mar a partir de datos paleo y proyecciones de modelos. Se utilizaron modelos de complejidad intermedia para las proyecciones futuras asumiendo un total de 1,280, 2,560, 3840 y 5,120 emisiones de PgC mostradas en las líneas azules con sombreado que indica incertidumbre. Los cuadrados rojos indican resultados de los años 2100 (sólido) y 2300 (abierto) para el escenario RCP8.5 para comparación. Las barras grises verticales muestran el rango de incertidumbre basado en un rango de sensibilidad climática de 1.5 a 4.5ºC. Modificado de Clark et al. (2016). Figura cortesía de Shaun Marcott y Peter Clark.

El aumento del nivel del mar tendrá tremendos efectos en las personas que viven en las regiones costeras. Clark et al. (2016) estiman que su escenario de bajas emisiones (1,280 PgC) sumergiría un área donde actualmente viven 1.3 mil millones de personas (19% de la población global) incluyendo 25 megaciudades como Calcuta, Nueva York, Tokio, Shanghái y El Cairo. Debido al retraso de tiempo asociado con el aumento del nivel del mar, ya estamos comprometidos con el aumento futuro del nivel del mar a partir de emisiones pasadas. Para el año 2000, por ejemplo, los humanos habían emitido ~470 PgC y estaban comprometidos con un aumento del nivel del mar de aproximadamente 2 m. Liberar otros 470 PgC nos comprometería a otros 9 m de aumento del nivel del mar a largo plazo.

d) Cambios Regionales

Los impactos climáticos proyectados varían fuertemente según la región. Las islas pequeñas y las regiones costeras se verán afectadas por el aumento del nivel del mar. Las regiones polares y alpinas se verán afectadas por la pérdida de nieve y hielo. Las regiones secas como los subtrópicos se secarán más. Existen proyecciones regionales detalladas para algunas regiones como América del Norte y Europa. Un buen recurso para impactos regionales es la parte B de este informe del IPCC (2014). Aquí sólo veremos un ejemplo, que es el oeste de Estados Unidos de América. La Figura 13 muestra que la capa de nieve allí ha disminuido drásticamente durante los últimos 60 años. En promedio, la capa de ^nieve del 1° de abril ha disminuido en un 15-30% o 25-30 km ³, lo que es similar en volumen al embalse artificial más grande de la región, Lake Mead. Se pueden esperar mayores disminuciones en la capa de nieve en esta región debido al calentamiento continuo con impactos en los flujos de los arroyos de verano, la agricultura y otros usos humanos del agua aguas abajo.

^{Figura 13: Tendencias lineales en el 1 de abril Equivalente de Agua de Nieve (SWE) observadas para el periodo 1955-2016.} Los círculos rojos indican disminución de la capa de nieve, azul aumentado. De Mote et al. (2018).

La Figura (14) ilustra que se proyecta que la vegetación al oeste de la cordillera Cascades en Oregón y Washington cambie de bosque mixto de coníferas a bosques mixtos más tolerantes a la sequía, mientras que algunos de los pastizales que ocupan las porciones orientales de esos estados así como partes de Idaho y Montana se proyecta que sean reemplazado por arbustos y bosque de coníferas. Se proyecta que los incendios aumenten en frecuencia de 37 a 9 años en promedio en toda la región. Los incendios modelados del pasado son poco frecuentes al oeste de las Cascades (~80 años de tiempo de recurrencia en promedio), pero se proyecta que se vuelvan mucho más comunes para escenarios de altas emisiones (~27 años de recurrencia para RCP8.5) debido a veranos más cálidos y secos. Los escenarios de emisiones intermedias conducen a cambios menos dramáticos en el fuego y la vegetación.

Figura 14: Cambios proyectados en la vegetación (fila central con leyenda en la parte superior derecha) y frecuencia de incendios (abajo) en el noroeste del Pacífico (área rellena en el mapa superior izquierdo de EEUU). La vegetación se muestra para los años 1971-2000 (izquierda), 2036-2065 (centro) y 2071-2100 (derecha). La frecuencia del fuego en años se muestra para el siglo XX (izquierda) y el siglo XXI (derecha). Modificado de Sheehan et al. (2015). Se muestran simulaciones sin extinción de incendios. Figura cortesía de Tim Sheehan.

e) Extremos

Figura 15: Imagen Satelital del Huracán Katrina.

Un clima cálido implica un cambio en la distribución de probabilidad de tal manera que los extremos calientes se vuelven más frecuentes y los extremos fríos se vuelven menos frecuentes. Esto es lo que se observa actualmente y podemos esperar que esta tendencia continúe en el futuro. Debido a la intensificación del ciclo hidrológico también podemos esperar más sequías y más inundaciones. Los cambios en otros eventos extremos son menos entendidos. Se proyecta que disminuyan las ocurrencias de huracanes y tifones totales (ciclones tropicales), pero se proyecta que los huracanes más fuertes se vuelvan más frecuentes (Knutson et al., 2010). Esto es una preocupación porque esos son los que más daño infligen. El desarrollo de huracanes depende del agua cálida del océano como fuente de energía. La liberación latente de calor también es un combustible importante para los huracanes y otras tormentas. De esta manera, temperaturas más cálidas en la superficie del mar y una mayor liberación de calor latente debido a la mayor cantidad de vapor de agua en el aire más cálido fortalecerán los huracanes, consistente con observaciones de aumentos en la destructividad de las tormentas tropicales en las últimas décadas (Emanuel, 2005). Otro factor importante para el desarrollo de huracanes, particularmente en sus primeras etapas, es la cizalladura del viento. Así de rápido aumentan los vientos con la elevación. Las tormentas requieren un bajo cizallamiento para convertirse en un vórtice coherente, que puede llegar a ser menos probable en el futuro. El resultado final de los cambios en la cizalladura del viento y los cambios en las temperaturas es que en un clima más cálido el número total de huracanes disminuirá, pero los huracanes fuertes serán más frecuentes y causarán más lluvias.

f) Impactos en los seres humanos

El cambio climático ya está afectando a las personas y se pueden esperar más cambios para el futuro. El declive del hielo marino en el Ártico, por ejemplo, ya afecta a los nativos allí como los inuit. Su vida depende del hielo marino para cazar y viajar y se verá muy afectada por la futura pérdida esperada de hielo marino (Watt-Cloutier, 2015; mírala hablar aquí). El hielo marino también amortigua las olas y su efecto sobre la erosión de las costas. Algunos pueblos ya están amenazados por el aumento de la erosión debido a la pérdida de hielo marino. Por otro lado, un Ártico estacionalmente libre de hielo permitirá que los barcos tomen un atajo por el Paso Noroeste y reduzcan el tiempo de viaje entre el Atlántico Norte y el Pacífico Norte.

De igual manera, algunas empresas mineras ya están planeando operaciones en Groenlandia en áreas que antes eran inaccesibles debido a la capa de hielo. Pero esta oportunidad de extracción de recursos viene por supuesto al precio del aumento del nivel del mar, lo que afectará a millones de personas que viven cerca de la costa. Muchas personas también se verán afectadas por la pérdida de glaciares de montaña y su suministro de agua de verano. Es posible que muchas áreas de esquí actuales ya no sean viables en el futuro debido a una menor capa de nieve y una temporada más corta, lo que resultará en pérdidas de empleos allí.

El cambio climático también puede conducir a conflictos. La guerra civil en curso en Siria, por ejemplo, ha sido causada en parte por una sequía, la cual se ha atribuido al cambio climático antropogénico (Kelley et al., 2015). Esta atribución está en línea con las proyecciones del modelo climático que indican condiciones más secas alrededor del Mediterráneo en un mundo más cálido (Figura 6) y datos paleoclimáticos (Cook et al., 2016). El conflicto violento sobre los recursos de agua dulce no es nuevo en la historia de esta y otras regiones, pero el conflicto actual puede ser el primero causado en parte por el cambio climático antropogénico. Los migrantes resultantes, muchos de los cuales huyeron a Europa central, pueden ser uno de los primeros refugiados climáticos. También se pueden esperar refugiados de conflictos y clima de personas desplazadas por el aumento del nivel del mar, como en Bangladesh o islas bajas. El aumento del nivel del mar afecta a las personas no solo a través de las inundaciones sino también por la filtración de agua salada en la lente de agua dulce que existe debajo del suelo y proporciona a los isleños a menudo la única fuente de agua dulce. Esto también puede ser un problema en otras regiones costeras.

Preguntas

• ¿Cuál es la diferencia entre predicción y proyección?
• Enumerar dos incertidumbres en las proyecciones climáticas.
• ¿Qué herramienta utilizan los científicos del clima para las proyecciones climáticas?
• ¿Son perfectos los modelos climáticos?
• Describir los escenarios RCP2.6 y RCP8.5 en términos de emisiones de carbono y cambio climático. ¿Para qué escenario serán mayores los impactos?
• ¿Cómo se compara el cambio de temperatura superficial promedio global proyectado para finales del siglo 22 con el cambio entre el Último Máximo Glacial y el preindustrial?
• ¿El cambio de temperatura superficial proyectado es mayor en tierra o en el océano? ¿Cuáles son las razones de estas diferencias?
• ¿Dónde es mayor el cambio proyectado de temperatura superficial, en los trópicos o en los polos? ¿Cuáles son las razones de estas diferencias?
• ¿Dónde se proyecta que las temperaturas atmosféricas aumenten más en los trópicos? ¿En la superficie o en elevaciones altas? ¿Cuál es la razón de esto?
• ¿Dónde se proyecta que aumente la precipitación, dónde disminuya?
• ¿Cómo se proyecta que cambie la evaporación?
• ¿Cómo se proyecta que cambie el hielo marino ártico?
• Enumerar cinco posibles impactos diferentes del cambio climático futuro.
• ¿Cuánto carbono han emitido los humanos hasta ahora, acumulativamente?
• ¿Cuánto carbono podemos emitir en el futuro si queremos mantenernos por debajo de los 2ºC por encima de la temperatura media global preindustrial?
• ¿Qué es un punto de inflexión?
• ¿Qué capa de hielo está más cerca de un punto de inflexión, Groenlandia o la Antártida Oriental?
• ¿Por qué la capa de hielo de la Antártida Occidental es vulnerable a un clima cálido?
• ¿Cómo se proyecta que cambie en el futuro el ecosistema de la tundra?
• ¿Cuáles serán algunos de los impactos globales a largo plazo de las emisiones antropogénicas pasadas y futuras de carbono?
• ¿Cuáles serán algunos de los impactos regionales en el noroeste del Pacífico?
• ¿Cómo esperarías que cambiaran en el futuro la frecuencia de las olas de calor y los hechizos de frío?
• ¿Cómo se espera que cambien los huracanes?
• ¿Cómo esperas que el cambio climático futuro impacte a los humanos?

Explora Impactos

Explore los impactos regionales de un posible cambio climático futuro utilizando estos sitios web:

Referencias

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