Retroalimentación del cambio climático

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El hielo marino, que se muestra aquí en Nunavut (norte de Canadá), refleja más luz solar, mientras que el mar abierto absorbe más, acelerando el derretimiento.

La retroalimentación del cambio climático es el proceso de retroalimentación (feedback) por el cual un cambio en el clima puede facilitar o dificultar cambios ulteriores.

El sistema climático incluye una serie de retroalimentaciones que alteran la respuesta del sistema a los cambios en los forzamientos externos.[1]​ Las retroalimentaciones positivas incrementan la respuesta del sistema climático a un forzamiento inicial, mientras que las retroalimentaciones negativas la reducen.[2]​ Los dos fenómenos se pueden dar a la vez y del balance general saldrá algún tipo de cambio más o menos brusco e impredecible a largo plazo, ya que el sistema climático es un sistema caótico y complejo.

Existe una serie de retroalimentaciones en el sistema climático, incluido el vapor de agua, los cambios en el hielo y su efecto albedo (la capa de nieve y hielo afecta la cantidad que la superficie de la Tierra absorbe o refleja la luz solar entrante), las nubes y los cambios en el ciclo del carbono de la Tierra (por ejemplo, la liberación de carbono del suelo).[3]​ La principal retroalimentación negativa es la energía que la superficie de la Tierra irradia hacia el espacio en forma de radiación infrarroja.[4]​ De acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann, si la temperatura absoluta (medida en kelvin) se duplica,[5]​ la energía radiativa aumenta por un factor de 16 (2 a la cuarta potencia).[6]

Las retroalimentaciones son un factor importante en la determinación de la sensibilidad del sistema climático a un aumento de las concentraciones atmosféricas de GEI. Si lo demás se mantiene, una sensibilidad climática superior significa que se producirá un mayor calentamiento para un mismo incremento en el forzamiento de gas de efecto invernadero.[7]​ La incertidumbre sobre el efecto de las retroalimentaciones es una razón importante del porqué diferentes modelos climáticos proyectan diferentes magnitudes de calentamiento para un determinado escenario de forzamiento. Se necesita más investigación para entender el papel de las retroalimentaciones de las nubes[2]​ y el ciclo del carbono en las proyecciones climáticas.[8]

Las proyecciones del IPCC previamente mencionadas figuran en el rango de «probable» (probabilidad mayor al 66 %, basado en la opinión de expertos)[9]​ para los escenarios de emisiones seleccionados. Sin embargo, las proyecciones del IPCC no reflejan toda la gama de incertidumbre.[10]​ El extremo inferior del rango de «probable» parece estar mejor limitado que su extremo superior.[10]

Retroalimentaciones positivas[editar]

Un ejemplo de feedback positivo es el efecto albedo: un aumento de la masa helada incrementa la reflexión de la radiación directa y, por consiguiente, amplifica el enfriamiento. También puede actuar a la inversa, amplificando el calentamiento cuando hay una desaparición de masa helada. También es una retroalimentación la fusión de los casquetes polares, ya que crean un efecto de estancamiento por el cual las corrientes oceánicas no pueden cruzar esa región. En el momento en que se empieza a abrir el paso a las corrientes se contribuye a homogeneizar las temperaturas y favorece la fusión completa de todo el casquete y a suavizar las temperaturas polares, llevando el planeta a un mayor calentamiento al reducir el albedo.

La Tierra ha tenido períodos cálidos sin casquetes polares y recientemente se ha visto que hay una laguna en el Polo Norte durante el verano boreal, por lo que los científicos noruegos predicen que en 50 años el Ártico será navegable en esa estación. Un planeta sin casquetes polares permite una mejor circulación de las corrientes marinas, sobre todo en el hemisferio norte, y disminuye la diferencia de temperatura entre el ecuador y los Polos.

Retroalimentaciones negativas[editar]

También hay factores moderadores del cambio. Uno es el efecto de la biosfera y, más concretamente, de los organismos fotosintéticos (fitoplancton, algas y plantas) sobre el aumento del dióxido de carbono en la atmósfera. Se estima que el incremento de dicho gas conllevará un aumento en el crecimiento de los organismos que hagan uso de él, fenómeno que se ha comprobado experimentalmente en laboratorio. Los científicos creen, sin embargo, que los organismos serán capaces de absorber solo una parte y que el aumento global de CO2 proseguirá.

Hay también mecanismos retroalimentadores para los cuales es difícil aclarar en que sentido actuarán. Es el caso de las nubes. El climatólogo Roy Spencer (escéptico del cambio climático vinculado a grupos evangélicos conservadores[11]​) ha llegado a la conclusión, mediante observaciones desde el espacio, de que el efecto total que producen las nubes es de enfriamiento.[12]​ Pero este estudio solo se refiere a las nubes actuales. El efecto neto futuro y pasado es difícil de saber ya que depende de la composición y formación de las nubes.

Sensibilidad climática[editar]

La sensibilidad climática es una medida de cómo responde la temperatura del sistema climático a un cambio en el forzante radiativo. Por lo general se expresa como el cambio de temperatura asociado con una duplicación de la concentración del dióxido de carbono en la atmósfera.

El equilibrio en la sensibilidad climática se refiere al cambio de equilibrio en la temperatura global promedio del aire cerca de la superficie que se derivarían de una duplicación sostenido de la concentración de CO2 atmosférico (equivalente) (ΔTx2). Ese valor probablemente esté entre 2.6 a 4.1 °C.[13]

Una estimación del modelo de la sensibilidad de equilibrio, requiere de un modelo de integración muy largo. A medida que se obliga a integraciones más cortas, es una sensibilidad transitoria del clima, que se define como la respuesta de la temperatura promedio durante un período de veinte años centrado en CO2 duplicando en una simulación transitoria con CO2 aumentando en un 1% por año.[14]​ La sensibilidad transitoria es inferior a la sensibilidad de equilibrio, debido a la «inercia» de la absorción de calor de los océanos. Equilibrar completamente la temperatura del océano requiere integraciones del modelo de miles de años.

Una estimación de la sensibilidad climática de equilibrio puede estar hecha de la combinación de la sensibilidad climática efectiva con las propiedades conocidas de los reservorios oceánicos y los flujos de calor de superficie, lo que es la sensibilidad efectiva del clima. Esto «puede variar con la historia forzante y el estado del clima».[15][16]

A pesar de la sensibilidad climática, se utiliza generalmente en el contexto del forzamiento radiativo por CO2, que se considera como una propiedad general del sistema climático: el cambio en la temperatura del aire (ΔTs) después de un cambio en las unidades en el forzante radiativo (FR) y se expresa en unidades de °C/(W/m²). Para que esto sea así, la medida debe ser independiente de la naturaleza del forzante (por ejemplo, de los gases de efecto invernadero o de la variación solar); de primer orden y de hecho resultó ser así.

Para los modelos acoplados climáticos globales atmósfera-océano, la sensibilidad climática es una propiedad emergente: no es un parámetro del modelo, sino más bien resultado de una combinación de la física del modelo y los parámetros. Por el contrario, modelos más simples de balance de energía pueden contar con la sensibilidad del clima como un parámetro explícito.

Los términos representados en la ecuación relacionan el forzante radiativo de cualquier causa, con cambios lineales de la temperatura global de la superficie. También es posible estimar la sensibilidad del clima, a partir de observaciones, sin embargo, esto es difícil debido a las incertidumbres en las historias del forzante y de la temperatura.

La sensibilidad del clima puede ser un resumen útil de la sensibilidad del clima real, o un determinado modelo de clima. Pero no es el mismo que el cambio climático, digamos para 2100: la expectativa del cambio climático 2100, con un pronóstico del TAR de un aumento de 1,4 a 5,8 °C respecto a 1990.

Véase también[editar]

Referencias[editar]

  1. Lenton, Timothy M.; Rockström, Johan; Gaffney, Owen; Rahmstorf, Stefan; Richardson, Katherine; Steffen, Will; Schellnhuber, Hans Joachim (27 de noviembre de 2019). «Climate tipping points — too risky to bet against». Nature (en inglés) 575 (7784): 592-595. doi:10.1038/d41586-019-03595-0. Consultado el 29 de noviembre de 2019. 
  2. a b Jackson, R. y A. Jenkins (17 de noviembre de 2012). «Vital signs of the planet: global climate change and global warming: uncertainties». Earth Science Communications Team at NASA's Jet Propulsion Laboratory / California Institute of Technology (en inglés). 
  3. Riebeek, H. (16 de junio de 2011). «The Carbon Cycle: Feature Articles: Effects of Changing the Carbon Cycle». Earth Observatory, part of the EOS Project Science Office located at NASA Goddard Space Flight Center (en inglés). 
  4. US National Research Council (2003). «Ch. 1 Introduction». Understanding Climate Change Feedbacks (en inglés). Washington, D.C., EE. UU.: National Academies Press. , p.19
  5. Un aumento de la temperatura desde 10 °C a 20 °C no es una duplicación de la temperatura absoluta; un aumento a partir de (273 + 10) K = 283 K a (273 + 20) K = 293 K es un aumento de (293-283)/283 = 3,5 %.
  6. Lindsey, R. (14 de enero de 2009). Earth's Energy Budget (p.4), en: Climate and Earth's Energy Budget: Feature Articles (en inglés). Earth Observatory, part of the EOS Project Science Office, located at NASA Goddard Space Flight Center. 
  7. US National Research Council (2006). «Ch. 1 Introduction to Technical Chapters». Surface Temperature Reconstructions for the Last 2,000 Years (en inglés). Washington, D.C., EE. UU.: National Academies Press. pp. 26-27. 
  8. AMS Council (20 de agosto de 2012). «2012 American Meteorological Society (AMS) Information Statement on Climate Change». AMS (en inglés) (Boston, Massachusetts, EE. UU.). 
  9. «CLIMATE CHANGE 2014: Synthesis Report. Summary for Policymakers» (en inglés). IPCC. Consultado el 1 de noviembre de 2015. «The following terms have been used to indicate the assessed likelihood of an outcome or a result: virtually certain 99–100% probability, very likely 90–100%, likely 66–100%, about as likely as not 33–66%, unlikely 0–33%, very unlikely 0–10%, exceptionally unlikely 0–1%. Additional terms (extremely likely: 95–100%, more likely than not >50–100%, more unlikely than likely 0–<50% and extremely unlikely 0–5%) may also be used when appropriate.» 
  10. a b Meehl, G. A. «Ch 10: Global Climate Projections». Sec 10.5.4.6 Synthesis of Projected Global Temperature at Year 2100] (en inglés). , en IPCC AR4 WG1, 2007
  11. Kintisch, Eli (24 de febrero de 2006). «EvangScientists Reach Common Ground on Climate Change» (pdf). Science (en inglés) (AAAS) 311 (5764): 1082-1083. ISSN 0028-0836. doi:10.1126/science.311.5764.1082a. Consultado el 6 de julio de 2009. 
  12. «Desaparición de los cirros: el calentamiento podría adelgazar las nubes que atrapan el calor.» RAM, Revista del Aficionado a la Meteorología. Consultado el 29 de julio de 2009.
  13. «Guest post: Why low-end 'climate sensitivity' can now be ruled out». Carbon Brief (en inglés). 22 de julio de 2020. Consultado el 17 de septiembre de 2020. 
  14. Randall, D.A., et al (2007). «8.6.2 Interpreting the Range of Climate Sensitivity Estimates Among General Circulation Models, In: Climate Models and Their Evaluation». En Solomon, S., D. et al (Eds.), ed. Climate Change 2007: Synthesis Report. Contribution of Working Groups I, II and III to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge. Consultado el 3 de julio de 2010. 
  15. Prentice, I.C. et al (2001). «9.2.1 Climate Forcing and Climate Response, in chapter 9. Projections of Future Climate Change». En Houghton J.T. et al (eds.), ed. Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. ISBN 9780521807678. Consultado el 3 de julio 2010, 5 de octubre 2011 (url). 
  16. Solomon, S., D. et al (eds.) (2007). «Glossary A-D, Climate sensitivity». Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, 2007. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA. Consultado el 5 de octubre de 2011.