Tercer Informe de Evaluación



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c) Taylor Dome

f)

360



340

320


300
280

260


240

220
200

180
6000

4500


3000

1500


0

12500 10000 7500 5000 2500 0 500 400 300 200 100 0 Edad (años AP) Edad (millones de años AP)

Ritmo de aumento de CO2 en la atmósfera

fossil fuel emissions

g)

0

1



2

3

4



5

6

7



8

aumento atmosférico anual

aumento atmosférico mensual (filtrado)

PgC/año


1960 1970 1980 1990 2000
Año

Figura 10: Variaciones en la concentración atmosférica de CO2 en diferentes escalas temporales.

a) Mediciones directas del CO2 en la atmósfera.

b) Concentración de CO2 en las muestras de hielo antártico en el último milenio. Se muestran, a título comparativo, mediciones atmosféri-

cas recientes (Mauna Loa).

c) Concentración de CO2 en muestras de hielo antártico en Taylor Dome.

d) Concentración de CO2 en muestras de hielo antártico en Vostok. (Los diferentes colores representan resultados de diferentes estudios.)

e) y f) Concentraciones de CO2 inferidas geoquímicamente. (Las barras y líneas de colores representan diferentes estudios publicados.)

g) Aumentos anuales de CO2 en la atmósfera. Los aumentos mensuales en la atmósfera han sido filtrados para eliminar el ciclo estacio-

nal. Las flechas verticales denotan episodios El Niño. Una línea horizontal define el prolongado episodio El Niño de 1991 a 1994.

[Basado en las Figuras 3.2 y 3.3]

Cambio climático 2001–– La base científica

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. [Basado en los Cuadros 3.1 y 3.3]

SIEa,b

1980 a 1989



Este informea

1980 a 1989 1990 a 1999

Aumento en la atmósfera

Emisiones (combustible de origen fosil, cemento)c

Flujo océano–atmósfera

Flujo tierra–atmósferad

3,3 ± 0,1

5,5 ± 0,3



  • 2,0 ± 0,5

  • 0,2 ± 0,6 3,3 ± 0,1 3,2 ± 0,1 5,4 ± 0,3 6,3 ± 0,4

  • 1,9 ± 0,6 -1,7 ± 0,5

  • 0,2 ± 0,7 -1,4 ± 0,7

a Adviértase que las incertidumbres citadas en este cuadro son de un error estándar de ±1. Las incertidumbres citadas en el SIE eran de errores estándar de ±1,6 (o sea, aproximadamente

un intervalo de confianza del 90%). Las incertidumbres citadas en el SIE se ajustaban al error estándar de ±1. Las barras de error denotan incertidumbre, no variabilidad interanual, que

es sustancialmente superior.

b En los balances de carbono anteriores del IPCC se calculaba la absorción oceánica a partir de modelos y el flujo tierra-atmósfera se infería por la diferencia

c El término de las emisiones de combustibles de origen fósil para los años ochenta ha sido revisado con una leve reducción desde el SIE.

d El flujo tierra-atmósfera representa el balance de un término positivo debido a los cambios en el uso de la tierra y a una absorción terrestre residual. Los dos téminos no pueden separarse

basándose en las mediciones atmosféricas actuales. Usando análisis independientes para estimar el componente de cambios en el uso de la tierra para 1980 a 1989, puede inferir-

se la absorción terrestre residual del modo siguiente: Cambios en el uso de la tierra 1,7 PgC/a. (0,6 a 2,5); Absorción terrestre residual -1,9 PgC/a. (-3,8 a 0,3). Todavía no se cuenta con

datos comparables para los años noventa.

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.

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.

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 radiativo.

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

Resumen técnico del Grupo de trabajo I del IPCC 35

0,5


0,4

0,3


0,2

0,1


0,0

1000 1200 1400 1600 1800 2000

Año

500


750

1000


1250

1500


1750

2000


a)

Grip


Eurocore

D47


Siple

Mundial inferido

b)

c)


1750

1700


1650

17


10

5

0



1985 1990 1995 2000

Año


Tendencia (ppmm/año)

CH4 (ppmm) CH4 (ppmm)

Forzamiento radiativo (Wm-2)

Figura 11

a) Cambios en la abundancia de CH4 (fracción molar en ppmm = 10-9) determinados a partir de muestras de hielo, neviza y muestras de aire completo proyectadas para los últimos mil años. El forzamiento radiativo, aproximado mediante una escala lineal desde la era preindustrial, se proyecta en el eje de la derecha.

b) Abundancia promediada mundialmente de CH4

(con variaciones mensuales) y de CH4 desestacionalizado

(línea nivelada) representada para 1983 a 1999.

c) Ritmo de incremento anual instantáneo (ppmm/año) en la abundancia de CH4 atmosférico mundial desde 1983 a 1999, calculado como derivado de la curva de tendencia desestacionalizada anterior. Las incertidumbres (líneas de puntos) son una desviación normal de ±1. [Basado en la Figura 4.1]
Cambio climático 2001–– La base científica

muestra para el CFC-11 en la Figura 12. Las concentraciones de CFC

300

y clorocarbonos en la troposfera son coherentes con las emisiones



notificadas. Los halocarbonos aportan un forzamiento radiativo de 250
0,06

0,34 Wm-2, que es el 14% del forzamiento radiativo de todos los GEI

mezclados mundialmente (Figura 9). 200

Forzamiento radiativo (Wm-2)

CFC-11 (ppb)

Las concentraciones atmosféricas observadas de los sustitutos de los

0,04

150


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

1000,02

50


0

1950 1960 1970

Año

1980 1990



0,00

2000
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.

[Basado en la Figura 4.6]

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.

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 foto-

químicos 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


Resumen técnico del Grupo de trabajo I del IPCC

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



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