Tercer Informe de Evaluación



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(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.

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.

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


Cambio climático 2001–– La base científica

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) espectral-mente 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.


Resumen técnico del Grupo de trabajo I del IPCC

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. [Basado en el Cuadro 6.7]

Gas Período de vida Potencial de calentamiento de la Tierra (años) (Horizonte temporal en años)

20 años 100 años 500 años

Dióxido de carbono CO2 1 1 1

Metanoa CH4 12,0b 62 23 7

Óxido nitroso N2O 114 b 275 296 156
Hidrofluorocarbonos

HFC-23 CHF3 260 9.400 12.000 10.000

HFC-32 CH2F2 5,0 1.800 550 170

HFC-41 CH3F 2,6 330 97 30


HFC-125 CHF2CF3 29 5.900 3.400 1.100

HFC-134 CHF2CHF2 9,6 3.200 1.100 330

HFC-134a CH2FCF3 13,8 3.300 1.300 400

HFC-143 CHF2CH2F 3,4 1.100 330 100

HFC-143a CF3CH3 52 5.500 4.300 1.600

HFC-152 CH2FCH2F 0,5 140 43 13

HFC-152a CH3CHF2 1,4 410 120 37

HFC-161 CH3CH2F 0,3 40 12 4


HFC-227ea CF3CHFCF3 33 5.600 3.500 1.100

HFC-236cb CH2FCF2CF3 13,2 3.300 1.300 390

HFC-236ea CHF2CHFCF3 10 3.600 1.200 390

HFC-236fa CF3CH2CF3 220 7.500 9.400 7.100

HFC-245ca CH2FCF2CHF2 5,9 2.100 640 200

HFC-245fa CHF2CH2CF3 7,2 3.000 950 300

HFC-365mfc CF3CH2CF2CH3 9,9 2.600 890 280

HFC-43-10mee CF3CHFCHFCF2CF3 15 3.700 1.500 470


Compuestos totalmente fluorados

SF6 3.200 15.100 22.200 32.400

CF4 50.000 3.900 5.700 8.900

C2F6 10.000 8.000 11.900 18.000

C3F8 2.600 5.900 8.600 12.400

C4F10 2.600 5.900 8.600 12.400

C4F8 3.200 6.800 10.000 14.500

C5F12 4.100 6.000 8.900 13.200

C6F14 3.200 6.100 9.000 13.200
Éteres y éteres halogenados

CH3OCH3 0,015 1 1 <<1

HFE-125 CF3OCHF2 150 12.900 14.900 9.200

HFE-134 CHF2OCHF2 26,2 10.500 6.100 2.000

HFE-143a CH3OCF3 4,4 2.500 750 230
HCFE-235da2 CF3CHClOCHF2 2,6 1.100 340 110

HFE-245fa2 CF3CH2OCHF2 4,4 1.900 570 180

HFE-254cb2 CHF2CF2OCH3 0,22 99 30 9

HFE-7100 C4F9OCH3 5,0 1.300 390 120

HFE-7200 C4F9OC2H5 0,77 190 55 17

H-Galden 1040x CHF2OCF2OC2F4OCHF2 6,3 5.900 1.800 560

HG-10 CHF2OCF2OCHF2 12,1 7.500 2.700 850

HG-01 CHF2OCF2CF2OCHF2 6,2 4.700 1.500 450


a Los PCT del metano incluyen una contribución indirecta de la producción de H2O y O3 estratosféricos.

b Los valores para el metano y el óxido nitroso son tiempos de ajuste, que incorporan los efectos indirectos de la emisión de cada gas en su propio período de vida.

D. La simulación del sistema climático y sus cambios

En las dos secciones anteriores se analizó el clima desde épocas

remotas hasta el presente, a la luz de las observaciones de las variables

climáticas y los agentes de forzamiento que causan el cambio

climático. En esta sección se tiende un puente hacia el clima del futuro,

mediante la descripción del único instrumento que permite hacer

estimaciones cuantitativas de los cambios climáticos futuros, a saber,

los modelos numéricos. Una comprensión básica del balance energético

de la Tierra permite concluir que es posible estimar cuantitativamente

y en forma general los valores medios mundiales de algunas

variables con modelos bastante sencillos, pero que para poder obtener

estimaciones más precisas de las retroacciones y los detalles

regionales es preciso utilizar modelos climáticos más elaborados. La

complejidad de los procesos que forman parte del sistema climático

no permite recurrir a la extrapolación de tendencias anteriores o a la

aplicación de técnicas estadísticas u otras técnicas puramente empíricas

para hacer proyecciones. Los modelos climáticos pueden utilizarse

para simular las respuestas del clima a distintos escenarios de

influencia de los agentes de forzamiento futuros (Sección F). De

manera similar, para poder proyectar el destino del CO2 emitido (es

decir, el secuestro relativo por los distintos reservorios) y de otros GEI,

es necesario comprender los procesos biogeoquímicos que intervienen

e incorporarlos en un modelo numérico del ciclo del carbono.

Un modelo climático es una representación matemática simplificada del sistema climático de la Tierra (véase el Recuadro 3). La capacidad del modelo para simular las respuestas del sistema climático depende en gran medida del grado de comprensión de los procesos físicos, geofísicos, químicos y biológicos que rigen el sistema climático. Desde el SIE, los investigadores han logrado mejorar considerablemente la simulación del sistema climático de la Tierra mediante modelos. En esta sección se resume en primer lugar el grado de comprensión actual de algunos de los procesos más importantes que rigen el sistema climático y el grado de precisión con que los modelos climáticos actuales los representan. Posteriormente se hace una evaluación de la capacidad general de los modelos actuales para hacer proyecciones útiles del clima futuro.

D.1 Los procesos climáticos y los efectos de retroacción Los procesos que rigen el sistema climático determinan la variabilidad natural del sistema climático y su respuesta a perturbaciones como el aumento de la concentración de GEI en la atmósfera. Hay muchos procesos climáticos básicos de importancia que son bien conocidos y que se modelizan sumamente bien. Los procesos de retroacción amplifican (retroacción positiva) o reducen (retroacción negativa) los cambios que se producen en respuesta a una perturbación inicial y son por lo tanto muy importantes para poder simular con exactitud la evolución del clima.
VAPOR DE AGUA

Uno de los principales efectos de retroacción a los que puede atribuirse

el gran calentamiento proyectado por los modelos climáticos

en respuesta a un incremento del CO2 es el aumento del vapor de agua

en la atmósfera. Cuando se eleva la temperatura de la atmósfera, ésta

aumenta su capacidad de retención de agua; sin embargo, como la

mayor parte de la atmósfera no está totalmente saturada, esto no

Cambio climático 2001–– La base científica

Recuadro 3: Los modelos climáticos

¿cómo se construyen y cómo se aplican?


Los modelos climáticos generales se basan en leyes de la física representadas

por ecuaciones matemáticas que se resuelven utilizando una

rejilla tridimensional sobre el globo terráqueo. A fin de simular el

clima, los principales componentes del sistema climático deben

representarse en submodelos (la atmósfera, los océanos, la superficie

terrestre, la criosfera y la biosfera), junto con los procesos que ocurren

entre ellos y dentro de cada uno de ellos. La mayoría de los

resultados que se presentan en este informe se basan en los resultados

de algunos modelos en los que en cierta medida están representados

todos estos componentes. Los modelos climáticos mundiales

en los que se han acoplado los componentes atmosféricos y

oceánicos se conocen también con el nombre de Modelos de la

Circulación General Atmósfera–Océano (MCGAO). En el módulo

atmosférico, por ejemplo, se resuelven ecuaciones que describen la

evolución a gran escala del impulso, el calor y la humedad. Se resuelven

ecuaciones similares con respecto a los océanos. Actualmente,

la resolución de la parte atmosférica de un modelo típico es de

aproximadamente 250 km en línea horizontal y de alrededor de 1 km

en línea vertical por encima de la capa límite. La resolución de un

modelo oceánico corriente oscila aproximadamente entre 200 y

400 m en línea vertical, con una resolución horizontal de entre 125

y 250 km. Las ecuaciones se resuelven generalmente para cada

período de media hora de un modelo integrado. Muchos procesos

físicos, como los que están relacionados con las nubes o la convección

oceánica, ocurren en escalas espaciales mucho más pequeñas

que la rejilla de los modelos y en consecuencia no pueden

modelarse y resolverse en forma explícita. Sus efectos medios se

incluyen en forma aproximada con un método simple, aprovechando

sus relaciones basadas en la física con las variables a mayor

escala. Esta técnica se conoce con el nombre de parametrización.

Para poder hacer proyecciones cuantitativas del cambio climático futuro, es necesario utilizar modelos climáticos que simulen todos los procesos importantes que rigen la evolución futura del clima. Los modelos climáticos se han perfeccionado en los últimos decenios gracias al desarrollo de las computadoras. Durante ese período se crearon modelos separados de cada uno de los componentes principales, la atmósfera, la superficie terrestre, los océanos y el hielo marino, que luego se fueron integrando gradualmente. El acoplamiento de los distintos componentes es un proceso difícil. Recientemente se han incorporado componentes del ciclo del azufre para representar las emisiones de azufre y la forma en que éstas se oxidan para formar partículas de aerosoles. Actualmente se está tratando de acoplar, en unos pocos modelos, el ciclo del carbono terrestre con el del carbono oceánico. El componente de química atmosférica se está incorporando en un modelo separado del modelo climático principal. El objetivo final es, por supuesto, incluir en el modelo la mayor parte posible del sistema climático de la Tierra, para que todos los componentes puedan interactuar y para que de esa manera las predicciones del cambio climático puedan siempre tener en cuenta el efecto de las retroacciones entre los distintos componentes. En la Figura 1 que aparece en este recuadro puede verse la evolución de los modelos climáticos en el pasado y el presente, y su posible evolución en el futuro.
Resumen técnico del Grupo de trabajo I del IPCC

La elaboración de modelos climáticos: pasado, presente y futuro

Mediados del Mediados del Principios del Fines del Actualmente ¿Principios del decenio de 1970 decenio de 1980 decenio de 1990 decenio de 1990 decenio de 2000?

Superficie

terrestre

Atmósfera Atmósfera Atmósfera Atmósfera Atmósfera Atmósfera

Superficie

terrestre

Superficie

terrestre

Superficie

terrestre

Superficie

terrestre

Hielo marino

y oceánico

Hielo marino

y oceánico

Hielo marino

y oceánico

Hielo marino

y oceánico

Aerosoles

de sulfatos

Aerosoles

de sulfatos

Aerosoles

de sulfatos

Aerosoles no derivados

de sulfatos

Aerosoles no derivados

de sulfatos

Ciclo del

carbono


Ciclo del

carbono


Vegetación

dinámica

Química de la

atmósfera

Modelo de hielo

marino y oceánico

Modelo del ciclo

de azufre

Aerosoles no derivados

de sulfatos

Modelo del ciclo

del carbono terrestre

Modelo del ciclo

del carbono oceánico

Modelo del ciclo

del carbono

Vegetación

dinámica

Vegetación

dinámica

Química de la

atmósfera

Química de la

atmósfera

Química de la

atmósfera

Recuadro 3, Figura 1: La elaboración de modelos climáticos en los últimos 25 años se caracterizó en un principio por el desarrollo

separado de los distintos componentes, que luego se fueron acoplando en modelos climáticos integrales.

Algunos modelos corrigen los errores y los desequilibrios en los flujos en la superficie mediante “ajustes de flujo”, que son ajustes sistemáticos determinados empíricamente en la interfaz atmósfera-océano que se mantienen fijos en el tiempo para aproximar el clima simulado al estado observado. Se ha diseñado una estrategia para realizar experimentos climáticos, que elimina gran parte de los efectos que algunos errores de los modelos tienen en los resultados. A menudo se hace en primer lugar una “pasada de control” de la simulación climática con el modelo. Después se ejecuta la simulación del experimento de cambio climático, por ejemplo con un aumento del CO2 en la atmósfera del modelo. Por último, se toma la diferencia para obtener una estimación del cambio sufrido por el clima a causa de la perturbación. La técnica de diferenciación elimina la mayor parte de los efectos de cualquier ajuste artificial en el modelo, así como los errores sistemáticos que son comunes a ambas formas de ejecución del modelo. Sin embargo, la comparación de los resultados diferentes de los modelos demuestra que hay cierta clase de errores que siguen influyendo en los resultados.



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