forzamiento radiativo y cambios químicos en la atmósfera

Rev.R.Acad.Cienc.Exact.Fís.Nat. (Esp)Vol. 104, Nº. 1, pp 149-173, 2010XI Programa de Promoción de la Cultura Científica y Tecnológica

FORZAMIENTO RADIATIVO Y CAMBIOS QUÍMICOS EN LAATMÓSFERAJESÚS SANTAMARÍA ANTONIO*

* Real Academia de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Valverde 22, 28004 Madrid. Facultad de Ciencias Químicas. Universidad Complutense. 28040 Madrid. E-mail: [email protected]

RESUMEN

El rápido aumento de las concentraciones de losgases de efecto invernadero (dióxido de carbono,metano, ozono, etc.) causado por la actividad humana,provoca una alteración del flujo de energía radiante enla Atmósfera (forzamiento radiativo directo) debido ala absorción de radiación infrarroja terrestre por lasmoléculas constitutivas de esos gases, y consecuente-mente altera significativamente el balance de energíaen la superficie de la Tierra (forzamiento climático).Existen otros agentes de forzamiento, como el vaporde agua y los gases contaminantes (VOC, NOx, etc.) ypartículas de aerosoles (carbonilla, polvo, ceniza, etc.)que modifican también de forma directa o indirecta elflujo radiativo en la Atmósfera.

La complejidad de la respuesta del sistemaclimático radica en que el incremento de temperaturano es el único efecto del forzamiento climático, sinoque se modifican otras variables, como el flujo deevapotranspiración (variación del vapor de agua), for-mación de nubes, el albedo de la superficie (nieve,hielo, suelo), el gradiente térmico atmosférico, etc..Estas variables originan mecanismos de retroalimen-tación, es decir procesos climáticos internos enrespuesta a una perturbación externa, que amplifican odisminuyen la respuesta climática térmica a un forza-miento inicial. Estos procesos pueden ser dependientesentre sí, tienen tiempos de vida distintos y en algunoscasos, como en el efecto de la nubles, son una fuente

de incertidumbre en la predicción del clima, debido ala ambivalencia del signo de la retroalimentación a lolargo del proceso. La consecuencia es un progreso muylento en la modelización y predicción del clima.

En esta comunicación pondremos énfasis en lascausas fisicoquímicas generales del calentamientoglobal y cambio climático, más que en la evaluaciónconcreta y análisis del estado actual, consecuenciasespecíficas locales y proyecciones futuras, dado queéstas vienen descritas en detalle en el Report delGrupo I de trabajo: Bases en la Ciencia Física delPanel Intergubernamental sobre el cambio Climático(Report IPCC 2007).

1. CONCEPTOS GENERALES Y NIVELDE COMPRENSIÓN (1, 2, 3, 4, 5)

Conceptos y estado de la cuestión

El clima es la respuesta de la superficie terrestre(atmósfera, océanos, continentes) al estímulo que re-presenta fundamentalmente la radiación solar, prescin-diendo de otras causas menores como el vulcanismo yla energía geotérmica. La Tierra absorbe la mayorparte de esta radiación cerca del ecuador y la redis-tribuye mediante una serie de procesos, en los que lacirculación atmosférica, las reacciones químicas, lascorrientes oceánicas, las masas continentales y lasnubes, interaccionan de un modo complejo. El resulta-

Rev.R.Acad.Cienc.Exact.Fís.Nat. (Esp), 2010; 104Jesús Santamaría Antonio150

do de estas interacciones ha llevado a unas condicionesfísicas que posibilitan el mantenimiento de la vida enel planeta y que fueron seguramente claves en la apari-ción de la misma.

De un modo más concreto se define el clima comoel tiempo meteorológico promedio, es decir, como “ladescripción estadística en términos de la media y va-riabilidad de magnitudes tales como la temperaturaambiente, las precipitaciones, los vientos, etc. a lolargo de un período de tiempo”, que la OrganizaciónMeteorológica Mundial (WMO) recomienda sea de almenos 30 años. Se trata, por lo tanto, de un sistemacuyo estado viene definido por condiciones de con-torno, frente al tiempo meteorológico que depende delas condiciones iniciales.

Lo que hace del clima un sistema tan complejo son,en primer lugar, las interacciones que tienen lugar prin-cipalmente en la atmósfera y también en los océanos,entre la radiación solar, la química y la dinámica, y, ensegundo lugar, los mecanismos de retroalimentaciónentre ellas, que provocan derivas del conjunto decondiciones de contorno que definen el estado climáti-co. Los factores que afectan al cambio climático sedividen en forzamientos y retroalimentaciones. Unforzamiento climático es un desequilibrio energéticoimpuesto sobre el sistema climático, bien externa-mente (cambios en la radiación solar, emisiones vol-cánicas, etc.) bien por la actividad humana (modifica-ciones del suelo, emisiones de gases de efecto inver-nadero, etc.) y puede ser radiativo (directo como losgases de efecto invernadero, o indirecto) o no radiati-vo (flujo de evapotranspiración, etc.). Una retroali-mentación del clima es un proceso interno que amplifi-ca o disminuye la respuesta climática a un forzamientoinicial (como el incremento de vapor de agua y nubesposterior al incremento de la concentración de CO2).

El clima global viene determinado por el balanceradiativo del planeta. Existen tres maneras fundamen-tales de modificar el balance radiativo: Cambiando laradiación solar entrante por cambios en la órbita te-rrestre (ciclos de Milankovitch) o en el Sol mismo(ciclos solares); Cambiando el Albedo de la Tierra(debido a cambios en el recubrimiento de las nubes,presencia de aerosoles o recubrimiento del suelo) yfinalmente alterando la longitud de onda de la energíairradiada al espacio como consecuencia de los cam-

bios en las concentraciones de gases de efecto inver-nadero. El clima local depende de cómo el calor es dis-tribuido por los vientos y las corrientes marinas.

De toda la energía radiante que nos llega proce-dente del sol (cuerpo negro a 5780 K), aproximada-mente el 30% es reflejado al espacio (Albedo), el 50%es absorbido en la superficie y el 20% restante esabsorbido por la atmósfera. Esta absorción se debeparadójicamente a constituyentes menores de la atmós-fera (dióxido de carbono, vapor de agua, metano, oxi-do nitroso, ozono, etc.), dado que los mayores(nitrógeno, oxígeno) son transparentes al espectrosolar (longitudes de onda entre 0.2 y 5 µm) excepto alongitudes de onda muy cortas (ultravioleta). La razónde por qué aquellos gases interaccionan con la luz visi-ble del sol y la infrarroja de la Tierra (de 5 a 100 µm)es una consecuencia de las propiedades de simetría delas moléculas que los constituyen, es decir, la Espec-troscopia molecular gobierna las interacciones entrelas moléculas atmosféricas y los fotones de origensolar y planetario. Dado que la Tierra está en un estadoradiativo estacionario, se comporta como un cuerponegro con una temperatura efectiva de 255 K. Puestoque la temperatura superficial media experimental esde 288 K, hay que admitir que existe un efecto inver-nadero natural de unos 33 K, que ha facilitado la vidaen la Tierra al situarse por encima del punto de con-gelación del agua. La temperatura de la Troposferapresenta un gradiente negativo con la altura hasta quela convección desaparece, lo que ocurre en latropopausa donde la temperatura ha bajado hasta 215K y la presión a la décima parte de la presión normal.Por encima de la tropopausa, en la Estratosfera, la tem-peratura aumenta debido a la absorción de radiaciónsolar UV por la capa de ozono (la concentración deozono alcanza un máximo a 25 Km) hasta llegar a laEstratopausa (a 50 Km, T 270 K). A partir de allí latemperatura cae, como también la densidad, alcanzan-do un valor de 195 K en la Mesopausa (en torno a los90 Km). En la Termosfera la temperatura crece de nue-vo alcanzando valores muy altos debido a la liberaciónde energía durante la ionización y /o disociación demoléculas por fotones solares y rayos cósmicos.Debido a su pequeña densidad esta región no es muysignificativa para el balance de energía de la Tierra, nipara el clima en la superficie. La temperatura efectivade cuerpo negro de 255 K no corresponde a ningunacapa específica de la Atmósfera.

La energía dentro del sistema climático se trans-fiere de dos modos: Movimientos de la atmósfera y losocéanos, que transportan agua y aire a las regionesmás frías y viceversa, y transferencia radiativa infrar-roja en la atmósfera, puesto que los océanos sondemasiado opacos para radiar fotones. La absorción yemisión de energía infrarroja por los gases de efectoinvernadero se produce en líneas espectrales, agru-padas en bandas de vibración-rotación a longitudes deondas específicas para cada especie molecular y suintensidad es función de su concentración en la atmós-fera.

La preocupación actual sobre el calentamientoglobal se refiere a la alta probabilidad de que el efectoinvernadero natural se acreciente en varios grados cen-tígrados de temperatura durante el presente siglo,debido al incremento de la concentración de los gasesindicados. La modificación requerida para producir unincremento letal de la temperatura superficial de unos5 K, representa un cambio muy pequeño en la com-posición de la atmósfera (por ejemplo, el CO2 se puededoblar del 0.035% al 0.07% y sería por lo demás casiindiscernible). Los tres gases principales que puedenincrementar el efecto invernadero y cuya concen-tración suma no llega el 0.1% (se miden en ppm, partespor millón) son el dióxido de carbono CO2, el ozonoO3 y el metano CH4.

A ellos habría que añadir el vapor de agua de com-posición variable (entre 1 y 4%) cuyo incremento es elresultado de un mecanismo de retroalimentación.Aunque la cantidad de vapor de agua es muy alta y,consiguientemente, debido a su absorción IR, es el gasinvernadero más importante y responsable además dela mayor parte del calentamiento natural de la Tierra,sin embargo no es un factor de forzamiento sino deretroalimentación, dado que su incremento provienedel incremento medio de la temperatura producido porla adición antropogénica de otros gases de efectoinvernadero. El aumento de una gran cantidad devapor de agua en la Atmósfera tendrá un pequeño efec-to sobre el aumento de temperatura en el corto plazo,dado que el tiempo de permanencia en la Atmósfera esmuy corto y su concentración viene controlada por lapresión de vapor de saturación en un sistema de graninercia térmica. En efecto, la inercia térmica de laTierra se debe principalmente a la enorme cantidad deagua que cubre las dos terceras partes de la superficie

del planeta, siendo además muy elevado, como todo elmundo sabe, el calor específico del agua. A tiemposlargos, el incremento de temperatura incrementará lacantidad de vapor de agua, influyendo en la formaciónde nubes, pero el vapor de agua seguirá y no liderarálos cambios producidos por los gases de efecto inver-nadero.

Otros gases en concentración aún menor (en totalmenos de una parte por millón; se miden en partes pormil millones, ppb) son el óxido nitroso N2O, el monó-xido de carbono CO, el óxido nítrico NO y los cloro-fluorocarburos (CFCs), los cuales también producencalentamiento. Por otra parte, otros contaminantescomo los compuestos de azufre (SO2 y SH2) formanaerosoles. Las partículas de aerosoles (tamaño 0.001-10 m; inorgánicos: sulfatos, nitratos; orgánicos) con-tribuyen directamente por scattering de la radiaciónsolar al aumento del albedo, provocando disminucióndel calentamiento, e indirectamente contribuyen a laformación de nubes.

Las emisiones anuales actuales de CO2 equivalencasi al 1% de su concentración en la atmósfera yaunque sólo permanece en ella el 55% (los océanosabsorben el 30% y la Biosfera el 15%) no cabe duda deque se está produciendo una alteración notable de losciclos biogeoquímicos naturales.

El Forzamiento Radiativo F fue definido por V.Ramaswamy (2001) como “el cambio en la irradiancianeta (solar más de onda larga; en ) en laTropopausa después de permitir que las temperaturasestratosféricas se reajusten al equilibrio radiativo, peropermaneciendo fijas, en sus valores no perturbados, lastemperaturas de superficie y troposférica”. El forza-miento radiativo se puede relacionar empíricamentecon el cambio de la temperatura media global de equi-librio, siguiendo una ley lineal , donde

es el parámetro de sensibilidad climática (aquínosotros usamos como parámetro de retroali-mentación; ver sección 5) que es casi invariante paraun conjunto de forzamientos, tomándose un valor con-vencional de . Disponemos a través delos sucesivos Reports del ICCP de datos experimen-tales fidedignos de la evolución de los forzamientosmedios globales causados por perturbaciones antro-pogénicas de gases de efecto invernadero y otras varia-bles (albedo, nubes, etc.). El forzamiento radiativo

Jesús Santamaría Antonio Rev.R.Acad.Cienc.Exact.Fís.Nat. (Esp), 2010; 104 151

2Wm

10T F

1

neto total del clima entre los años 1750 y 2005 es depara .

El clima es por definición variable y ha cambiadoen todas las escalas de tiempo (a veces considerable-mente en períodos cortos) incluyendo períodos dondela actividad humana no pudo jugar ningún papel. Laconcentración de CO2 en la atmósfera ha alcanzado unrecord con respecto al pasado medio millón de años ylo ha hecho a un ritmo excepcionalmente rápido. Porotro lado, las temperaturas globales actuales son máscalientes que las de los cinco últimos siglos y, si sigueel calentamiento, el cambio climático en esta centuriaserá extremadamente atípico en términos geológicos,aparte del hecho de que ahora el origen no sería naturalsino atribuible a la actividad humana. Se pueden espe-rar cambios climáticos abruptos (similares a los even-tos periódicos Dansgaard-Oeschger de calentamiento,los eventos periódicos Heinrich de inestabilidad de lacapa de hielo, y los más recientes del Younger Dryas ydel enfriamiento de hace 8.2 milenios) con fatales con-secuencias, como efecto del calentamiento del climaen respuesta al incremento de gases de efecto inver-nadero en la atmósfera.

En resumen, el incremento actual en la cantidad degases de efecto invernadero desde la revolución indus-trial y en particular en los últimos 40 años, es un hechosin antecedentes en la historia geológica terrestre. Lasconsecuencia serán muy profundas, debido a la magni-tud de los actores implicados (cambios químicos en laatmósfera, acidificación de los océanos, alteración delos ciclos biogeoquímicos) pero serán además impre-decibles dado que el signo de los mecanismos deretroalimentación es a veces desconocido (como p.e.la respuesta de las nubes al calentamiento) y no seconocen los valores críticos del calentamiento global(y la velocidad de aproximación) para desencadenarcambios abruptos. Por otro lado, las consecuenciasserán muy duraderas pues el ciclo de circulación delocéano es de varias centurias. Lo que es evidente es elhecho del incremento del número de agentes, con laconsecuencia de que estamos ante un comportamientomuy complejo del sistema climático.

La capa gaseosa (prescindiendo de las nubes) queenvuelve a la Tierra es extremadamente delgada. Porencima de la tropopausa (11-18 Km) la presión atmos-férica se ha reducido a la décima parte y por tanto, encomparación con el radio terrestre, la Atmósfera es una

capa muy fina (dejando aparte el escudo protector de laIonosfera) cuya presión es equivalente al de una capauniforme de agua de 10 m de espesor y cuya masa es

Tm, que no llega a dos milésimas de la masatotal de los océanos. Como reserva de calor, laAtmósfera posee la energía equivalente a la de unacapa superficial de 3.2 m del océano. La cantidad desal común disuelta en los océanos equivale a una capauniforme de 45 m sobre toda la Tierra. La cantidad deCO2 en los océanos es 50 veces mayor que en laAtmósfera. La profundidad media de los océanos es4000 m, lo que equivaldría a una profundidad uni-forme en torno a los 3000 m sobre toda la Tierra. Siadmitimos que los 200 primeros metros del mar parti-cipan en intercambios continuos con la atmósfera yque el océano profundo (90% restante) participa en lascorrientes termohalinas profundas, la consecuencia esque el océano tiene una importancia primordial en elclima. En comparación con otros planetas del entorno,se debe notar que Venus posee una atmósfera cienveces mayor en presión, mientras que la de Marte esaproximadamente cien veces menor que la de la Tierra.

Los ciclos biogeoquímicos

La historia de la Atmósfera nos indica que la com-posición no ha variado sustancialmente en los últimos350 millones de años (Ga), pero su evolución desde laatmósfera primigenia ha estado determinada por suinteracción con la Biosfera y los océanos. Sin entrar enun estudio detallado, se debe recordar que la Proto-Tierra no fue capaz de mantener su atmósfera primiti-va como lo hicieron los planetas gaseosos exteriores.La atmósfera secundaria, atribuida a la desgasificaciónde la corteza terrestre (vulcanismo) era reductora ycontenía fundamentalmente vapor de agua y dióxidode carbono, con cantidades menores de nitrógeno,amoníaco, metano, sulfhídrico e hidrógeno y se pudoformar a lo largo de mil millones de año. Esta atmós-fera fue perdiendo vapor de agua para formar losocéanos y la mayor parte del CO2 se disolvió en ellos,donde formó también rocas sedimentarias. A la vez,esta atmósfera se fue enriqueciendo relativamente ennitrógeno que es inerte e insoluble y se puede formarpor fotólisis del amoníaco. En esta paleo-atmósferaprebiótica las cantidades de amoníaco y metano, basede los aminoácidos, fueron poco significativas. Seadmite que el punto de partida de la evolución conjun-


21.6 Wcm 0 0.8T K∼

155,14 10

ta de la vida y de atmósfera actual fue una atmósferaligeramente reductora, formada principalmente por N2y algo de H2O y CO2, con otros componentes menorescomo NO, HCl, CO y formaldehído HCHO, que tam-bién son precursores de aminoácidos. En cuanto al O2,se tiene la certeza de que la práctica totalidad es de ori-gen biológico, existiendo una estrecha relación entre laevolución de los seres vivos y el oxígeno terrestre. Lasfases de esa evolución serían: Aparición de célulasprocariotas anaerobias en el mar hace unos 3800 mi-llones de años; formación en algunos microorganismoscon un aparato fotosintético (entre 3800 y 3500 Ga)seguido por el control del O2 por el Fe2+ (la formaciónde depósitos de Fe(OH)3 se produjo entre 2500 y 1800Ga); aparición de eucariotas (hacia 1400Ga) que nece-sitan la respiración (proteína actomiosina para la mito-sis) siendo el nivel de O2 del 1 al 13% del actual; apari-ción de metazoos (700 Ga, período Cámbrico) cuyaproteína colágeno requiere al menos un 10% del O2actual, con el comienzo, en consecuencia, de la forma-ción de ozono; salto a tierra de las plantas (420 Ga,Silúrico) y de los animales (350 Ga, Devónico). Desdeesta época la concentración de O2 se mantiene establegracias al equilibrio entre fotosíntesis, respiración yoxidación del carbono orgánico. Si la fotosíntesiscesara, en unos veinte años desaparecería el carbonoorgánico superficial mientras que el O2 sólo dis-minuiría en un 1%. El resto del O2 se consumiría en unperiodo de cuatro millones de años mediante procesosde oxidación de rocas. Por lo tanto, en condiciones defotosíntesis, el O2 atmosférico está en equilibrio conlos compuestos reductores del fondo del océano y enconcreto, ni el fuego, ni la destrucción de bosquespuede hacer disminuir la concentración actual de O2.

Los cambios químicos en la Atmósfera han alteradolos ciclos biogeoquímicos (recordar el agujero deozono de la Antártida). Así modifican el ciclo de car-bono (incremento de la fotosíntesis e incremento de laacidez de los océanos), el ciclo del oxígeno (varia-ciones de las concentraciones de ozono troposférico yestratosférico) y, dentro de éste último, el ciclo delagua (variación de la humedad atmosférica con incre-mento de nubes y alteración de los regímenes de pre-cipitación). Todas estas alteraciones pueden producir ala larga un cambio climático. Un cambio climático sedefine como una variación significativa de las varia-bles climáticas medias a lo largo de un periodo devarias décadas.

La vida se construye a partir de un pequeño númerode elementos químicos (C, N, O, P, etc.) en propor-ciones casi constantes que se encuentran en la cortezaterrestre, océanos y atmósfera. Estos elementos se reci-clan periódicamente en estos depósitos, por lo que suevolución implica estudiar sus fuentes, transporte,transformaciones y sumideros. En la Atmósfera losgases poseen un tiempo de mezcla de aproximada-mente tres años, frente a la circulación oceánica (corri-entes termohalinas) que pueden llegar a cientos o milesde años, mientras que la renovación de la corteza te-rrestre en los océanos alcanza entre 110 y 170 millonesde años.

La Biosfera (fotosíntesis, respiración, oxidaciones,fijación de nitrógeno) ha ligado fuertemente los ciclosde Carbono, Oxígeno, Nitrógeno, Fósforo. La fotosín-tesis puede resumirse en la siguiente reacción:

6CO2 6H2O Energía (h ) C6H12O6 6O2

que es casi opuesta a la respiraciónC6H12O6 6O2 6CO2 6H2O Energía (36 ATP)

mientras que el equilibrio inorgánico en los océanos seexpresa como

El nitrógeno atmosférico no puede usarse comofuente de nitrógeno más que en la muy limitada reac-ción siguiente

realizada por la bacteria Rhizobium en raíces de plan-tas leguminosas. La mayoría del nitrógeno la toman lasplantas del suelo, tras la descomposición y nitrifi-cación de seres vivos por microorganismos. Así losNitrosomas son responsables de la oxidación del amo-nio a nitrito

mientras que el Nitrobacter oxida el nitrito a nitrato

y los animales toman el nitrógeno de las plantas y deotros animales. La desnitrificación, finalmente, sehace generalmente mediante bacterias anaerobias, lasPseudomonas, a través del proceso


Enfoque de este estudio

Según el cuarto informe del Panel del cambioclimático (Report IPCC 2007): “Las emisiones deCO2, CH4, N2O y otros gases reactivos como SO2,NOx, CO e hidrocarburos que llevan a la formación depolucionantes secundarios, incluyendo partículas deaerosoles y O3 troposférico, se han incrementado sus-tancialmente en respuesta a las actividades humanas.Como resultado, los ciclos biogeoquímicos se han vis-to perturbados significativamente. Interacciones nolineales entre el clima y los sistemas biogeoquímicospueden ampliar o atenuar las perturbaciones produci-das por actividades humanas”. La concentración deCO2 se ha incrementado en 100 ppm desde la revolu-ción industrial, llegando las emisiones de este gas a 7.2GtC/año (gigatoneladas de Carbono por año) que seacerca al 1% de su cantidad total en la atmósfera (750GtC).

En esta presentación destacaremos las bases teóri-cas para explicar las conexiones y correlaciones entrelos incrementos de las concentraciones de gases degases de efecto invernadero (que son del orden del 35o 40% en los últimos 50 años) y el incremento delcalentamiento global debido a un aumento de la tem-peratura superficial del orden de 0.6-0.8 K. Hablare-mos de calentamiento global y del posible cambioclimático, pero no sobre el cambio global. Este últimoconcepto está ligado no sólo al clima sino al uso inefi-ciente del suelo y sus prácticas, a las fuentes deenergía, etc. y en general al operativo de los sistemassocioeconómicos de la humanidad. La preocupaciónsobre el cambio climático está basada en una serie dehechos bien establecidos (cambios químicos, calen-tamiento global) así como en las previsiones derivadasde la extrapolación de las tendencias observadas o enla aplicación de modelos. Sin embargo estas previ-siones se basan en fundamentos científicos insuficien-temente conocidos. En concreto los modelos del climatienen que ser refinados para poder describir un sis-tema tan complejo, que es uno de los sistemas máscaóticos conocidos. Incluso con una representaciónperfecta del estado presente del clima, no conocemoscómo evolucionará, debido a efectos no lineales, laacumulación de más gases.

Esta presentación se organiza de la siguiente mane-ra. Después de las descripciones del balance radiativo

de la Tierra (sección 2) y de la estructura y composi-ción de la Atmósfera (sección 3), examinaremos el ori-gen espectroscópico molecular del efecto invernaderoy definiremos el forzamiento radiativo de cada gas, asícomo el calentamiento potencial global (sección 4).En la siguiente sección (sección 5) describimos lacomplejidad del sistema climático, destacando el papelde los océanos, y resaltando las interacciones entre elforzamiento radiativo y las retroalimentaciones dealgunas variables físicas (nubes, gradiente térmico,albedo, etc.). En la sección 6 haremos una introduc-ción al problema de los modelos climáticos y su vali-dación frente a previsiones de posibles cambiosclimáticos. Finalmente terminaremos con un breveresumen de los hechos establecidos y de las predic-ciones más razonables sobre la evolución del clima.

2. BALANCE ENERGÉTICO DE LATIERRA Y TRANSFERENCIA RADIATIVA.

ECUACIÓN DE TRANSFERENCIARADIATIVA (1, 2, 5, 6)

La temperatura superficial media de la Tierra vienedeterminada por el balance entre la energía prove-niente del Sol, principalmente a longitudes de onda dela luz visible y ultravioleta, y la energía infrarroja emi-tida por la superficie terrestre y la atmósfera. Ambasestán modificadas por procesos ópticos y termodi-námicos en la atmósfera, que incluyen, como agentes,los gases, los aerosoles y en particular al agua en sustres fases.

La densidad de energía radiante en función de lalongitud de onda y de la temperatura T viene dadapor la ley de Planck

y el poder emisivo total F(T) es la integral sobre laslongitudes de onda

donde , es la constante deStefan-Boltzmann y la dependencia con la cuartapotencia de T se conoce como ley de Stefan-Boltzmann. La temperatura efectiva (cuerpo negro


8 2 4 15.670 10 Jm K s

equivalente) de la superficie del Sol, Ts es 6000 K,su radio Rs 0.7 millones de Km y la distancia a laTierra RST de 150 millones de Km. Aplicando la ley deStefan-Boltzmann, la radiación total emitida por el Sol,Es, será

y el flujo de radiación solar Fs a la distancia RST, cono-cido como constante solar, viene dado por

La fracción real de la constante solar recibida pormetro cuadrado es , dado que la superficie de laTierra es cuatro veces su sección eficaz. Para que laTierra esté en equilibrio energético se requiere que laenergía emitida por la Tierra ET, dada por ,donde RT es el radio terrestre y TT la temperatura efec-tiva (cuerpo negro equivalente) de la Tierra, sea igual ala recibida del Sol, menos la reflejada A, conocidacomo Albedo (A 0.3), es decir

En consecuencia, la energía solar absorbida por laTierra por unidad de área será

donde puede determinarse la temperatura de la Tierracomo cuerpo negro

Esta temperatura es muy inferior a la temperaturamedia de la superficie de 288 K, lo cual es debido aque la atmósfera actúa como una manta, provocandoun efecto invernadero natural. La energía provenientedel Sol consiste principalmente en fotones de luz visi-ble y ultravioleta (V y UV) a los que la atmósfera escasi transparente (de ahí la importancia de la capa deozono como protectora de los seres vivos). Sin embar-go, a las longitudes de onda de emisión de la Tierra,que caen en la zona infrarroja del espectro, muchos delos constituyentes menores de la atmósfera (CO2, H2O,CH4, N2O, O3, CFCs) absorben fuertemente en susbandas de vibración-rotación, con lo cual la atmósferaes un absorbente más efectivo de la energía que saleque de la que entra, produciendo un calentamientoneto para la Tierra de 33 K.

Los cuerpos reales no son perfectos emisores niabsorbentes, es decir la emisividad será menor que launidad, con lo que la energía emitida R( ,T) será

Un modelo muy simple de efecto invernadero, basadoen el balance de energía, consiste en suponer la atmós-fera sin estructura, es decir, como una capa isoterma ala temperatura TT, por encima de la superficie terrestrede temperatura T0. El balance total de energía del sis-tema Tierra Atmósfera será

mientras que el balance de la capa atmosférica será

de donde la temperatura de la superficie sería , valor por encima del real 288 K. Tomando

el valor experimental de T0 podemos calcular la emi-sividad en la ecuación anterior, dado que

lo que corresponde a 0.77, significando que laatmósfera absorbe el 77% de la radiación terrestre. Elincremento de los gases de efecto invernadero haráincrementar el valor de conduciendo a un incrementode T0. Este modelo puede complicarse añadiendocapas atmosféricas sucesivas a distintas temperaturas,lo que conduce a un perfil de temperaturas con laaltura que no coincide con el experimental dado que elperfil de equilibrio radiativo es inestable frente a laconvección (superadiabática) como indicaremos en lapróxima sección. Si el aire fuera tan frío, por ejemplo a5 Km de altitud como predice el equilibrio radiativo,bajaría y sería remplazado por aire más caliente desdeabajo. Por encima de 11 Km, en la Estratosfera, ladiferencia de temperatura se hace pequeña porque laAtmósfera no es ópticamente espesa y la radiación esmás eficiente que la convección para transferir energíaentre capas.

El Sol libera energía a la Tierra como radiaciónultravioleta, visible e infrarroja próxima, y la Tierramantiene el balance de energía reemitiendo una canti-dad igual de energía como radiación infrarroja térmicade onda larga. Esta radiación es crucial para la trans-ferencia de energía en el sistema climático y consi-guientemente se necesita una teoría más detallada que

4 40 2 TT T

∼

∼

2 44s s sE R T

∼∼


4sF

2 44 T TR T 1 40 2T

303TT K

la descrita para entender lo que le ocurre a aproxi-madamente el 70% del flujo solar que llega a la Tierray que es absorbido en la Atmósfera a las diferentesalturas, pero principalmente en la superficie. Estaenergía se mueve entre las diferentes capas atmosféri-cas por transferencia radiativa hasta encontrar sucamino hacia fuera del espacio. La radiación y losmovimientos atmosféricos transfieren la energía den-tro del sistema climático, con un predominio de proce-sos radiativos en la Estratosfera y de procesos dinámi-cos en la Troposfera.

La ecuación de transferencia radiativa (1)

Considerando la radiancia monocromática R( ) auna longitud de onda infrarroja que atraviesa unacapa, ésta absorberá cierta radiación incidente, pero ala vez aumentará la intensidad del haz al emitir a sutemperatura según la fórmula de Planck. El cambioneto de radiancia al cruzar la capa será

donde el primer término de la derecha usa la leyLambert-Beer de absorción (absorción proporcional a

dz), siendo k una constante de proporcionalidad, y elsegundo término está basado en la función del cuerponegro de Planck B( ,T) como función fuente ytambién en la ley de Kirchhooff (la absorbancia esigual a la emitancia a cada para todos los cuerposnegros o no), lo que nos dice que la emitancia y laabsorbancia son idénticas. R, k y B son independientesde la frecuencia, y, en la Atmósfera, y T sonfunciones de la altitud z. Definiendo d k dz, donde

es el espesor óptico (absorbancia o profundidadóptica) se obtiene la ecuación de Schwartzchild

Por integración desde el tope de la Atmósfera (z ,0) al suelo (z 0, ) y definiendo la

transmitancia como , la ecuación detransferencia radiativa monocromática será

donde el primer término representa la radiancia desdela Atmósfera y el segundo la emisión desde lasuperficie con emitancia e0 a la temperatura T0, siendo

y la transmitancia de toda la columnaatmosférica.

Necesitamos ahora integrar sobre todas lalongitudes de onda con el fin de obtener la energíatotal transferida, pero no hay un método analítico,dado que la opacidad de la Atmósfera varíarápidamente con la longitud de onda debido a lasvarias bandas de absorción. Los esquemas deintegración numérica suministran resultados para lassiguientes magnitudes de interés:

a) El flujo F de la energía total por segundo quecruza la unidad de área, que es la radiancia inte-grada sobre todas las longitudes de onda y sobretodos los ángulos sólidos en un hemisferio.

b) La velocidad total de enfriamiento de la Tierra,cuando integramos hasta el tope de la atmósfe-ra.

c) El perfil vertical de la temperatura, correspon-diente al equilibrio radiativo a cada nivel.

Las dos principales áreas de interés en la teoría detransferencia radiativa son la comprensión delmecanismo de la transferencia de energía dentro de laatmósfera y el uso de las medidas de radiación paradeterminar las variables climáticas desde el espacio(mediante satélites). El perfil de temperatura se puedeevaluar, despreciando todos los movimientos incluidala convección, igualando el calentamiento neto del aire( ) con el flujo divergente en cada capa( ), es decir

donde, en el caso del equilibrio radiativo, el perfil detemperatura es cero a cada nivel.

El próximo paso será resolver la ecuación detransferencia radiativa total para el flujo F, con el finde obtener el perfil real de temperatura como se dijoantes. En vez de hacer esto, se puede usar laaproximación llamada gris, que evita la integraciónsobre las longitudes de onda, haciendo la suposiciónde que el coeficiente de absorción a cada nivel sepueda remplazar por un único valor medio efectivo,que sea además el mismo para todas las longitudes deonda. Esta es una aproximación válida cuando elcoeficiente de absorción medio es suficientemente

dR d R B


0

pc T tF z

grande, puesto que cada capa atmosférica se comportacomo un cuerpo negro, suministrando muy buenosresultados en el perfil de temperaturas en un trata-miento de multicapas, como mencionamos antes.

La medida desde el espacio de variables climáticasmediante sensibilidad remota, se basa también en laselección de varios intervalos espectrales de diferenteopacidad en los cuales medir la radiancia. Porejemplo, un radiómetro sensible a la temperatura midela intensidad de emisión térmica de un objeto en unconjunto de bandas espectrales estrechas, y esto seconvierte en temperatura, asignando una función dePlanck para la emisión de cuerpo negro como funciónfuente en la ecuación de transferencia radiativa. Losdiferentes canales de longitud de onda se posicionanen una banda de absorción (del CO2 por ejemplo) demodo que la radiación (en cada canal) detectada en eltope de la atmósfera por una satélite corresponde a laemisión desde capas atmosféricas progresivamentemás altas. Estas emisiones se pueden usar para extraerel perfil de temperatura vertical usando una únicafunción de ponderación , que va desde el suelohasta la Estratopausa. Resolver el perfil de tempera-turas para diferentes funciones de ponderación es unproblema difícil (llamado problema inverso y susolución se conoce como recuperación) que se puederesolver numéricamente por técnicas de iteración, talescomo los llamados métodos de relajación.

3. ESTRUCTURA, COMPOSICIÓN YALTERACIÓN DE LOS CICLOS

CATALÍTICOS EN LA ATMÓSFERA (4, 5, 6,7, 8, 9)

Una fracción sustancial de la energía solar alcanzael suelo donde es absorbida. La baja atmósfera(Troposfera) se calienta desde abajo y se vuelveconvectivamente inestable. Se producen, por tanto,movimientos de masa, acompañados de transferenciaradiativa que llevan la energía hacia arriba, hastaalcanzar un nivel donde la atmósfera tiene un espesoróptico (profundidad óptica o absorbancia) lo bastantepequeño como para se produzca un enfriamientoradiativo al espacio en la zona del IR. En este nivel,llamado Tropopausa, la convección cesa y la tempe-ratura tiende a hacerse constante con la altura. Latropopausa ocurre entre 11 y 18 Km, dependiendo de

la latitud y de la estación, y significa un cambio bruscoen el perfil de temperaturas.

El gradiente de temperaturas en la Troposferapuede calcularse a partir del equilibrio hidrostáticopara la presión ( ) y de la aproximaciónadiabática para la evolución de una porción de aire, demasa m, considerada como gas ideal ( )lo que conduce para el gradiente térmico a la relación

donde cp es al calor específico en . Estegradiente llamado razón de intervalo es constante ydado que cp es , su valor es aproxi-madamente para el aire seco y en airehúmedo viene a ser del orden de . La razónde intervalo adiabático húmedo a la presiónsaturada de vapor de agua viene dada por la fórmula

donde L es calor latente del agua y pw es la presión devapor de agua.

Por encima de la tropopausa, donde no hayconvección, el gradiente térmico tiende a cero, dadoque cada capa es calentada por radiación de laatmósfera inferior y se enfría irradiando al espacioexterior a la misma temperatura. Esta región se llamaEstratosfera debido a que está estratificada en capasque no son convectivamente inestables. La tempera-tura de la Estratosfera,Tx, se puede estimar suponiendoque es una sola capa en equilibrio radiativo con latemperatura de la Tierra, TT, es decir

con lo que , que es un valorrealista para la tropopausa. En la práctica sabemos quela temperatura de la Estratosfera aumenta con la altura,debido a la absorción de luz UV por la capa de Ozono,hasta alcanzar un máximo de 270 K a 50 Km(Estratopausa). Por encima, la temperatura disminuyede nuevo hasta 190 K a 85 Km (Mesopausa) antes deaumentar otra vez debido a la ionización y disociaciónde moléculas por rayos UV (Termosfera).

Las nubes son componentes básicos de la atmósferareal. La condensación de agua tiene lugar cuando supresión de vapor alcanza la presión de vapor de satura-

4 42T xT T


z

dp gdh

0pC dT Vdp

1 1J Kg K

1 11000 JKg K∼110 K Km

16.5 K Kmsat

1 42 215x TT T K

ción a cualquier temperatura (formación del rocío,formación de nubes). En la formación y crecimiento degotas de nubes, la presión de vapor de saturación es lade la superficie de una gota más o menos esférica, esdecir dicha presión depende de la curvatura de la gotay de las impurezas (por ejemplo, aerosoles) dentro dela misma. La razón de saturación St viene dada por lafórmula de Kelvin de la presión de vapor sobreuna superficie convexa de radio r

donde siendo la tensión superficial,M el peso molecular y la densidad del líquido. Estafórmula es válida para la nucleación homogénea, perola presencia de partículas pequeñas solubles (partícu-las higroscópicas tales como aerosoles de salescristalinas) rebaja la presión de saturación según la leyde Raoult. El resultado es una función llamada curvade Kohler (Kohler 1936)

donde b es proporcional al número de moléculas delsoluto. La curva de Kohler presenta un máximo avalores críticos de St y r, por encima de los cuales lagota crecerá y por debajo disminuirá en un airesaturado (aunque no sobresaturado).

La mayoría de los procesos descritos están relacio-nados con la circulación de la Atmósfera, quetransporta calor, momento, nubes, agua, ozono ycontaminación por el globo. De particular importanciaen el balance de energía global, es la transferencia deenergía hacia los polos, para equilibrar el decreci-miento del imput solar con la latitud. Aproxima-damente la mitad de esta transferencia, que alcanzavarios petawatios (1Ptw 1015 watios) la realiza laAtmósfera y el resto los océanos. La circulaciónoceánica está acoplada a la atmosférica por transfe-rencia de momento y de calor entre los vientossuperficiales y la superficie del agua. Se asume que lacirculación atmosférica consiste primordialmente enelevar el aire en la región caliente (ecuador), descen-derlo cuando el enfriamiento supera al calentamiento(región polar) y en cerrar la circulación entre ambas,un patrón conocido como bucle de Hardley. Pero engeneral este bucle no es estable, debido al efectoCoriolis de rotación, que añade un componenteparalelo al Ecuador al flujo del bucle de Hardley, es

decir, introduce un flujo este-oeste al flujo norte-sur.En el caso particular de la rotación terrestre se originantres bucles de circulación en cada hemisferio: Hardley,Ferrel y Polar.

La composición actual de gases en la atmósferaimplica una serie de equilibrios dinámicos, químicos yradiativos en las diferentes zonas de la misma y con laHidrosfera, Criosfera, Biosfera y corteza terrestre. Anivel global se estudian los ciclos biogeoquímicos y enel caso específico de la Atmósfera se habla de cicloscatalíticos naturales (de Chapman, Nicolet, HOx, etc.)y modificados, y de los provocados por la acciónhumana (ciclos de NOx, ClOx, etc.) en la Troposfera yEstratosfera, en los cuales juegan un papel importantelos radicales libres (HOx, Cl, ClOx, etc.). Antes depasar a describir las posibles alteraciones de estosciclos catalíticos por la acción humana, convienerecordar brevemente la importancia y significado delos mismos.

La composición de la atmósfera en el aire seco esbien conocida, siendo la cantidad de agua variableentre el 1 y el 4%. Además las concentraciones deradicales libres están por debajo de , aunque suimportancia en la química atmosférica es determinantecomo vamos a ver, lo cual es una manifestación de laFotoquímica iniciada por la luz solar. El N2 es establefrente a la radiación V y UV próxima, no así el O2 quepresenta las bandas de Schumann-Runge entre 0.1 y0.3 µm y se fotodisocia en la Estratosfera para darluego Ozono

con un balance neto: 3 O2 2 O3 y donde J1, constantede fotólisis, viene dada por la expresión

con Q rendimiento cuántico, la sección eficaz e Is laintensidad de flujo solar, función de la longitud deonda , de la latitud y de la altura z. La importanciadel O3 como escudo estratosférico (donde se localiza el90% del total) frente a los rayos UV y, en la Troposfera(con el 10% restante) como contaminante en atmós-feras urbanas con papel, además, de gas de efectoinvernadero, es bien conocida.


2a M RT

1210

En el control de la concentración de O3 estratos-férico actúan una serie de ciclos catalíticos naturales:

a. Ciclo del O impar (ciclo de Chapman, 1930)

con balance neto: 2 O3 3 O2. Aplicando la aproxi-mación de estado estacionario a las especies deOxígeno impar (O, O3) se obtiene

con lo cual las concentraciones estacionarias de ambosserán

valor, este último, por encima del experimental, lo queindica que existen otros mecanismos de control de laconcentración de ozono.

b. Segundo ciclo catalítico natural, conocido comociclo de los radicales HOx (H, HO, HO2) o ciclo deBates y Nicolet (1950) que actúa para controlar laconcentración de O3, reduciéndola en un 15 %. Laproducción de HO en la Estratosfera se origina porreacción del Oxígeno atómico excitado O (1D) conH2O y CH4, el cual a continuación ataca al Ozono

con un balance neto conocido: O O3 2 O2. Elradical OH posee una importancia extrema y seconsidera el mayor agente limpiador de la atmósfera,dada su reactividad.

c. Un tercer ciclo catalítico natural es el ciclo delNOx (NO, NO2) o ciclo de Crutzen (1970), aunque suimportancia para la Estratosfera fue indicada porJohnston (1973) al advertir sobre el peligro deltransporte supersónico por encima de la tropopausa.La fuente principal de radicales es el óxido nitrosoN2O al reaccionar con el Oxígeno atómico O (1D)

originándose el siguiente ciclo destructivo del ozono

de balance neto: O O3 2 O2 y con . La aproximación de estado

estacionario para todas las especies impares (O, O3) yradicales (NO, NO2) conduce a

que da un valor más acorde con el experimental.

Las perturbaciones de la concentración de ozonoestratosférico pueden ser naturales (actividad solar,vulcanismo) o de origen antropogénico: Combustión ytransporte (CO2, NOx), fertilizantes (N2O, BrOx),refrigeradores (CFCs), etc., de los cuales los másdañinos para la capa de ozono son los CFCs (freones)cuya efectividad probada (agujero creciente de la capade Ozono en la Antártica) llevó a planificar sureducción (Protocolo de Montreal, 1987) y a laprohibición de su uso a partir de 1995 (enmienda deCopenhagen, 1992). Los freones son muy estables yalcanzan la estratosfera antes de fotolizarse dando Clatómico

CFCs hv Cl Rel cual provoca la aparición del radical ClO por varioscaminos

con lo que se inicia el ciclo catalítico del ClOx sobre elOzono

que es más eficiente en la destrucción del ozono que elciclo del NOx.

La acción concreta de los radicales ClOx en el fríovórtice polar austral hace aparecer una nueva químicaheterogénea en las nubes estratosféricas polares, conreacciones en la superficie de los microcristales de lasmismas (teoría de Solomon y otros, 1986). Estosmicrocristales están compuestos de hielo, HCl(s) yClONO2(s), actuando estos dos últimos compuestos


128 9.1 10k

1 3 1moléculas cm s

sólidos como depósitos de Cl atómico, que reaccionanliberando gases Cl2(g) y HOCl(g) de la forma

Estos gases se activan por la luz solar en la primaveraaustral liberando Cloro atómico que actúa en elsiguiente ciclo catalítico

con balance neto consabido: 2 O3 h 3 O2,destructor de Ozono. Este proceso ha originadopérdidas considerables de Ozono estratósferico, cuyarecuperación, incluso tras la eliminación del los CFCs,llevará varias décadas, si bien, en conjunto, lasituación actual puede considerarse como una historiade éxito a nivel mundial.

Otro tema estudiado desde hace muchos años hasido el de la contaminación en atmósferas urbanas,causado principalmente por el transporte (liberaciónde NOx y otros compuestos orgánicos volátiles VOC),lo que determina la aparición del smog fotoquímico,uno de cuyos efectos en atmósferas oxidantes es elaumento de la concentración de O3 en las mismas y porende en la Troposfera. La complejidad del tema excedeun tratamiento breve, pero su importancia en la saludhumana y en el mundo vegetal (lluvia ácida, etc.) yanimal es inmensa.

Aproximadamente un tercio de la energía solar quellega a la Tierra se refleja directamente al espacio. Lasrestantes dos terceras partes son absorbidas por lasuperficie y, en menor extensión, por la Atmósfera.Para balancear la energía entrante absorbida, la Tierratiene, en promedio, que irradiar a longitudes de ondamás largas, fundamentalmente en la parte IR delespectro. Mucha de esta radiación térmica emitida porel suelo y los océanos es absorbida, como veremos enla siguiente sección, por las moléculas poliatómicasde los componentes gaseosos secundarios de laAtmósfera, y por las nubes y aerosoles, y finalmente esirradiada de nuevo a la Tierra. Esto constituye el efectoinvernadero natural. Los constituyentes primarios de

la Atmósfera (N2, O2 y Ar) no son gases de efectoinvernadero. Estos tres y otros átomos (O, etc.)absorben a 0.1 m en la Ionosfera rarificada. El N2es muy estable frente a la luz visible y ultravioleta(UV), pero el O2 se rompe con luz UV en la región 0.1-0.2 m (bandas Schumann-Runge del O2) produciendoozono en la Estratosfera. El CO2 y el vapor de aguaabsorben muy fuertemente a longitudes de onda porencima y por debajo de la longitud de Wien ( 2879/T

m 10 m) dejando una amplia región que puede sercubierta muy eficientemente por el resto de los gasesde efecto invernadero, dado que algunos de ellosposeen potenciales de calentamiento superiores a losdel CO2. Todos estos gases bloquean literalmente,excepto para una zona llamada ventana electromag-nética, la salida de fotones infrarrojos desde la Tierraal exterior, produciendo el calentamiento atmosférico(ver Figura 1).

E. Mariotte descubrió en 1681 que aunque la luz yel calor solares pasan a través del vidrio y otrosmateriales transparentes, sin embargo el calor proce-dente de otras fuentes no lo hace. La capacidad degenerar un calentamiento artificial de la superficie dela Tierra fue probada mediante experimentos sencillosde efecto invernadero por H. B. Saussure en la décadade 1760, usando un heliotermómetro, y demostrandoasí que el mismo aire puede atrapar radiación térmica.En 1824, J. Fourier (“Remarques generals sur lestemperatures du globe terrestre et des spacespalnetaires” en Annales de Chimie et de Physique)argumentó “que la temperatura de la Tierra puedeaumentar por interposición de la Atmósfera, porque elcalor en estado de luz encuentra menos resistenciapara penetrar el aire que en pasar a través de él cuandose convierte en calor no luminoso”. En 1859, J.Tyndallidentificó, mediante experimentos de laboratorio, laabsorción de radiación térmica por moléculascomplejas (en contraposición al N2 y O2). En 1895, S.Arrhenius hizo una predicción climática basándose engases de efecto invernadero, sugiriendo que unaumento o disminución del 40% de la abundanciaatmosférica de CO2 puede desencadenar retrocesos oavances de los glaciares. Cien años después se hadescubierto que la concentración de CO2 varía de losperíodos glaciares a los interglaciares, pero que loscambios climáticos preceden a las variaciones de CO2.El problema hoy día es distinto debido al hecho que elincremento de CO2 es de origen antropogénico y altera

∼


el equilibrio natural del CO2 en la Atmósfera y en losOcéanos.

4. GASES DE EFECTO INVERNADERO:FRECUENCIAS DE ABSORCIÓN Y

SATURACIÓN DE BANDAS (8, 9, 10, 11, 12)

Se llaman gases de efecto invernadero a aquellosque absorben radiación en la región infrarroja (IR) delespectro. Los dos gases más abundantes en la Atmós-fera, nitrógeno (comprende el 78% de la atmósferaseca) y oxígeno (21%) no ejercen apenas efectoinvernadero. Por el contrario, el efecto invernaderoproviene de moléculas que son más complejas ymucho menos abundantes. El vapor de agua es el gasde efecto invernadero más abundante y el dióxido decarbono CO2 es el segundo, seguido del metano y elozono, todos ellos medidos en ppm. Otros compuestosmedidos en ppb, como el óxido nitroso (N2O), elmonóxido de carbono (CO), el óxido nítrico (NO) ylos compuestos halogenados (CCFs, HCCFs) contri-buyen también al mismo efecto.

El vapor de agua en la atmósfera está controladopor la temperatura de modo que un incremento de 1 Kproduce un incremento de aproximadamente un 7% dehumedad en la atmósfera, pues, de acuerdo con la leytermodinámica de Clausius-Clapeyron, el vapor deagua presenta una dependencia exponencial con latemperatura, es decir

o, en forma exponencial

donde Hv es la entalpía de vaporización del agua( 40 kJ/mol). El vapor de agua y las nubes dan razóndel 65 al 85% del efecto invernadero natural compa-rado con el rango del 9 al 26% del CO2. Por otro lado,el vapor de agua no es la causa del calentamientoactual, sino sólo un efecto de retroalimentación comomostraremos a continuación, es decir, el incremento detemperatura se debe al incremento de otros gases(emisiones antropogénicas de CO2, metano, etc.). Lasrazones principales por las que el vapor de agua nopuede ser la causa del cambio climático son: Su cortotiempo de permanencia en la atmósfera (es eliminadopor la lluvia) en comparación con el de otros gases y lalimitación física básica de su cantidad en la atmósfera(dada por la ley de Clausius-Clepeyron). La adición degrandes cantidades de vapor de agua a la troposfera (ala temperatura actual) tendría poco efecto en lastemperaturas globales a tiempos cortos, dada la graninercia térmica de la Tierra, debida a la enormecantidad de agua que recubre los dos tercios de lasuperficie terrestre.

Las medidas de la concentración de CO2 en MaunaLoa (Hawai, USA) iniciadas en 1953 por C.D.Keeling, constituyen la serie temporal maestra quedocumenta la composición cambiante de la atmósfera,y en particular del ciclo global del carbono. La

∼

2vdp dT H RT


Figura 1. Ventana atmosférica entre las bandas de absorción del CO2 y del H2O. (Tomado de ref.6. Copyright © 2004 PearsonPrentice Hall Inc.)

concentración del CO2 ha crecido desde el valorpreindustrial (en el año 1750) entorno a 280 ppm hasta380 ppm en 2005, es decir, en más de 100 ppm. Lacantidad total de CO2 soltada anualmente a laatmósfera es aproximadamente 7.2 GtC/año (GtC,gigatoneladas de Carbono equivalente) que está muycerca del 1% del total de Carbono en la atmósfera. Elorigen de estas emisiones proviene hasta un 75% de lacombustión de hidrocarburos (transporte, calefaccióny refrigeración) y fabricación de cemento, y el resto(25%) proviene de la deforestación. Bajo condicionesestables, en torno al 55% del CO2 emitido es retenidopor la atmósfera, el 30% es absorbido por los océanosy el 15% por la biosfera. Desde los años 1980 losprocesos naturales de toma por los océanos y labiosfera terrestre han eliminado en torno al 50% de lasemisiones antropogénicas. Estos procesos de elimina-ción, por otra parte, vienen influenciados por laconcentración de CO2 atmosférico y por el cambio declima.

El ozono se produce y destruye continuamente enla atmósfera por reacciones químicas como hemosindicado. En la troposfera las actividades humanas hanincrementado el ozono a través de la producción degases como monóxido de carbono, hidrocarburos yóxidos de nitrógeno, que reaccionan químicamentepara producir ozono. Dado que su tiempo depermanencia es corto (varias semanas), su destruccióny reacción es variable y está ligada a la concentraciónde otros contaminantes de las atmósferas urbanas. Hoydía se acepta un incremento del 38% desde la erapreindustrial, habiéndose acelerado su producciónhasta seis veces desde el año 1960. Por otro lado, losclorofluorocarburos (CFCs) destruyen la capa deozono de la Estratosfera, causando el agujero de ozonosobre la Antártida.

El metano se ha incrementado como resultado delas actividades humanas relacionadas con la agricul-tura, ganadería, combustión de biomasa, pérdida delpermafrost, el uso del gas natural y la extensión decultivos. El metano también se produce en procesosnaturales que ocurren en campos irrigados. Laabundancia del metano es de 1774 ppb, más del doblede su valor preindustrial, y se libera del orden de 400Tg/año (1Tg 1012g 106Tm). El tiempo depermanencia es de 8.4 años, siendo eliminadoprincipalmente por oxidación en la atmósfera.

El óxido nitroso (N2O) está producido por activi-dades humanas, tales como la fertilización y lacombustión de hidrocarburos, alcanzando hasta 10Tg/año, equivalente a la producción por procesosnaturales en el suelo y océanos. El tiempo depermanencia es de 114 años antes de ser destruido enla Estratosfera.

Las concentraciones de halocarburos (CFCs,HCFCs) con producciones individuales por encima de200 Gg/año (1Gg 103 Tm) se han incrementado por laactividad humana, teniendo los procesos naturales unaparticipación pequeña. Entre los principales halocar-buros destacan los clorofluorocarburos (p.e. CFC-11 yCFC-12), que se han usado profusamente comoagentes refrigerantes y en otros procesos industriales,hasta que se descubrió que su presencia en laatmósfera producía una disminución del ozonoestratosférico. Hoy día la concentración de CFCs yHCFCs está disminuyendo como resultado deregulaciones internacionales para proteger la capa deozono (Protocolo de Montreal 1987), pero debido a suselevados tiempos de permanencia (45-100 años) suefecto durará muchos años (hasta 2080 no desapa-recerá el agujero de ozono antártico), aparte del efectode los HCFCs (tiempos de permanencia de 1 a 8 años)de uso legal hasta el año 2030.

En general, la eliminación de los gases de efectoinvernadero que contienen hidrógeno (CH4, HCFCs,HSCFCs) se realiza por el radical OH, verdaderoagente limpiador de la atmósfera, mientras que los queno lo contienen (N2O, CFCs, SF6) son eliminadoslentamente por fotólisis en la Estratosfera.

Los aerosoles son pequeñas partículas presentes enla atmósfera en una amplia variedad de tamaños,concentraciones y composición química. Unos aeroso-les son emitidos directamente a la atmósfera mientrasque otros se forman a partir de compuestos emitidos.Unos son de origen natural, provenientes de volcanes,tormentas de polvo, fuegos de bosques y pastos,pólenes y sprays. Actividades humanas, tales como laquema de combustibles sólidos, y procesos indus-triales y agrícolas pueden generar aerosoles. Los tiposprimarios de aerosoles son: sulfatos (a partir dedióxido de azufre y sulfuro de hidrógeno, que reaccio-nan con otras especies atmosféricas para producirpartículas sólidas —sulfato de amonio— y líquidas


—ácido sulfúrico— en la atmósfera), partículas de salmarina, polvo fino, y partículas de carbón (carbonilla).

Quedan otros agentes, actuando sobre el clima queson principalmente de naturaleza física como laextensión de las nubes, el cambio de albedo, el cambiode razón de intervalo con el contenido del vapor deagua en la troposfera, etc. que vienen afectados por laactividad humana, pero son más complejas de estudiardado que son más bien procesos de retroalimentaciónque agentes de forzamiento del clima, tal comoveremos en la próxima sección.

La explicación química del efecto invernaderoproviene de la absorción de radiación IR (0.720 m) por las moléculas poliatómicas de gasesatmosféricos. El mecanismo molecular es bienconocido. Las energías vibracionales y rotacionales delas moléculas están cuantizadas, de modo que cadamolécula tiene un conjunto característico de niveles deenergía, separados típicamente por una unidad denúmero de ondas ( 1 ) para los niveles rotacionalesy por un millar de número de ondas (1000 ) paralos niveles vibracionales más altos. La posición yespaciado de estos niveles puede calcularse conprecisión en Espectroscopía Molecular. De hecho lasvibraciones y rotaciones modifican el momentodipolar molecular , en una cantidad , induciendouna interacción con el campo eléctrico E de laradiación electromagnética solar de onda continua confrecuencia , que actúa por un tiempo T (el inverso dela frecuencia de Rabi ) durante el que seproduce la absorción o emisión de energía en unacantidad equivalente al desnivel de energía entre losniveles de transición e . Usando la teoría deperturbaciones dependiente del tiempo, la probabili-dad.de transición de primer orden y la cantidad deenergía transferida son respectivamente

donde la última expresión es válida para interaccionesdébiles en la aproximación de onda rotatoria, es decirse requiere un tiempo largo del orden de nanosegundos(muchos ciclos del campo de onda continua) para quela molécula pase de un nivel a otro. Dado que existenmuchos niveles y por tanto muchas probabilidades detransición, la característica espectral de cada molécula

la forman una serie de bandas de rotación-vibración.Cada banda corresponde a una única transiciónvibracional, con una estructura fina dada por docenasde transiciones rotacionales acompañantes, que añadeno substraen a la energía vibracional transferida,produciendo una familia de líneas espaciadas quesolapan frecuentemente unas con otras.

La Espectroscopía Molecular permite calcular nosolamente los niveles de energía sino las probabili-dades de transición entre ellos, es decir la intensidad yanchura de cada línea.

De esta manera el espectro de absorción de cadagas de efecto invernadero es bien conocido. El CO2absorbe fuertemente en dos bandas, una localizada en15 m y la segunda en 5 m, mientras que el vapor deagua lo hace en otras dos bandas, localizadas laprimera en 6.3 m y las segunda por encima de 12 m.En medio de estos dos espectros aparece una ventanaatmósferica (8-13 m) donde la emisión IR de laTierra no es absorbida por la atmósfera y esto da unequilibrio térmico promedio que conduce al efectoinvernadero natural. Es, precisamente en torno a estaregión, donde el resto de los constituyentes menoresabsorben: Ozono (banda a 9.6 m), N2O (bandas a7.75, 8.52 y 16.8 m), y los CFCs (bandas del CF2Cl2a 9 y 11 m, y CFCl3 a 9 y 12 m). El aumento de estasespecies incrementará el efecto invernadero, comoocurre ya de hecho (ver Figura 2).

La acción individual de cada agente sobre el climase puede calcular aplicando el concepto, ya definido enla Introducción, de Forzamiento Radiativo. Puesto queen la parte superior de la atmósfera los flujos deenergía radiante deben compensarse, cualquier des-compensación producida en el sistema climático(aumento de aerosoles o de concentración de gases deefecto invernadero) debería nivelarse en últimainstancia mediante el reajuste de la Temperaturaterrestre T0. El forzamiento radiativo FR se definecomo la hipotética variación en el flujo de energíaradiante F ( ) en la tropopausa, debido a unagente externo del cambio climático (por ejemplocambio de la concentración del CO2 o del imput solar)después de permitir que las temperaturas estratosfé-ricas se reajusten al equilibrio dinámico radiativo. Sepueden definir otros forzamientos radiativos relacio-nados, tales como el instantáneo (sin ajuste estratos-


1cm1cm

E h

i j

2Wm

férico), el de cambio cero de la temperatura super-ficial (con ajuste de la temperatura troposférica), etc.pero son menos prácticos. Para estimar el valor del FRasociado a un agente externo, necesitamos modelosmuy detallados del flujo radiativo, que usen tanto laecuación de transferencia radiativa aplicable a cadaintervalo estrecho centrado en (es decir,

) como la función ponderada dependiente dela longitud de onda ( ) para cada agenteactivo, antes de integrar sobre todas las longitudes deonda y ángulos sólidos. En la práctica, es fácil estimarla variación de temperatura superficial relacionada conel forzamiento radiativo global, suponiendo que existeequilibrio entre la radiación emitida y la absorbida porla superficie. De este modo el FR se puede relacionarcon la variación de temperatura superficial

donde F es, según la ley de Stefan-Boltzmann, laradiación emitida por la superficie terrestre ( ) yconsiguientemente

donde es por tanto una cantidad constante, A elalbedo y Fs la constante solar. Podemos expresar ahorala variación de la temperatura en superficie T0 entérminos del forzamiento radiativo global

donde es el parámetro efectivo de la sensibilidaddel clima en unidades de K/( ) y posee un valorde 0.3. Este valor es muy bajo, dado que hemossupuesto un modelo lineal (todos los cambiosradiativos van a la variación de temperatura desuperficie, de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann)sin incluir otros procesos (movimientos de masas en laatmósfera y los océanos) y descartando procesosindirectos tales como cambios de albedo, variación dehumedad con la temperatura, etc., que participan en losmecanismos de retroalimentación del clima, comomostraremos en la siguiente sección. En realidad, si elúnico efecto del FR fuera el incremento de latemperatura de superficie, el problema del clima seríamuy simple. El hecho de que se tome un valor de 0.6(en vez de 0.3) subraya la contribución primordial dela ley de Stefan-Boltzmann al forzamiento radiativo.Se pueden definir parámetros de sensibilidad indivi-duales y parámetros ri relativos al CO2,

de modo que el forzamiento individualrelativo Fi se define como , aunque ahorala suma de forzamientos relativos individuales no es elforzamiento radiativo total, sino que .Consiguientemente el calentamiento global T0 sepuede definir en términos del parámetro de sensibi-lidad del CO2

es decir, la contribución de cada gas es .

En los Reports del IPPC, la sensibilidad climáticade equilibrio se refiere al cambio en la temperaturasuperficial media global anual cuando se dobla laconcentración de CO2 equivalente (en un modelo decirculación general acoplado a un océano de capasmezcladas, la simulación del modelo se realiza hasta

∼

10T F


Figura 2. Espectros de absorción de los gases de efecto inver-nadero: N2O, CH4, O3, H2O y CO2. (Tomado de ref. 1)

40T

2Wm

1i

1 12i i COr

i iF r F

12i COr F

1

que se alcanza el equilibrio). La sensibilidad climáticaefectiva sortea el requerimiento del equilibriomidiendo la fuerza de las retroalimentaciones delclima a un tiempo concreto y puede variar con lahistoria del forzamiento y el estado del clima.

Un factor importante en el efecto invernadero es lasaturación de bandas, es decir el incremento deconcentración de cada gas en la atmósfera tiene unefecto fuertemente no lineal en su absorbancia, y esuna consecuencia de las estructuras de bandas vibro-rotacionales en el espectro IR de esos gases. Supo-niendo una distribución de bandas al azar de laintensidad S del espectro f(S) de un gas,

, donde es la intensidadmedia de línea, la absorbancia espectral media W(integrada sobre las frecuencias y la intensidad S)será

donde u es la concentración del agente absorbente enel camino óptico y la forma de la línea. Sisuponemos una forma lorentziana

, siendo L la anchura total a lamitad de la altura (FWHM), la absorbancia media ALpor línea lorentziana para un espaciado entre líneas será

Esta absorción depende de dos valores estadísticos, asaber , intensidad media por intervalo y ,intensidad media de cada línea y constituye unafórmula útil y precisa. En efecto, cuando la absorciónes fuerte, es decir cuando se obtiene

donde la absorción es proporcional ala raíz cuadrada de la concentración y estamos en elcaso no lineal de saturación. Por el contrario, cuando

estamos en el caso de absorción débil yes decir la absorción es proporcional a la

concentración.

La relativamente alta concentración de CO2 haceque estemos en el régimen de absorción fuerte dondese da una dependencia con la raíz cuadrada de laconcentración, es decir, el centro de la banda a 15 mestá saturado y la absorción tiene lugar principalmenteen sus alas, de modo que el incremento deconcentración no es tan efectivo como cuando la

concentración es muy baja (ver Figura 3). Por estarazón, además de por la ubicación en el espectro de sufrecuencia de absorción, una molécula de CH4 añadidaa la atmósfera es aproximadamente veinte veces másefectiva en el aumento del efecto invernadero que unamolécula de CO2. Generalmente se supone que el CO2contribuye al calentamiento con un 60% y el resto delos gases traza, que están en mucha menor cantidad,contribuyen con el 40% restante (el metano

15%,NOX 12%, CFCs 10%).∼∼∼


S

Figura 3. Incremento de concentraciones y forzamientosradiativos de los gases CO2, CH4 y N2O. (Tomado del InformeIPCC 2007, ref. 4)

S LS

1LSu

1LSuA Su∼

Teniendo por tanto en cuenta los dos factoresanteriores (longitud de onda de absorción y saturaciónde bandas) se suele definir el potencial de calenta-miento global de un gas como la razón entre elForzamiento radiativo por emisión de 1 Kg del gas encuestión a lo largo de un período de tiempo y elForzamiento radiativo de 1 Kg del gas de referencia,que suele ser el CO2. El potencial de calentamientoglobal de un gas representa el efecto combinado de losdiversos tiempos de permanencia de esos gases y de sueficacia relativa (longitudes de onda y saturación) paraabsorber la radiación térmica IR de la atmósfera. ElProtocolo de Kioto (1997) está basado en lasemisiones realizadas a lo largo de 100 años.

En ésta y en la sección anterior hemos mostradocomo la emisiones antropogénicas de gases de efectoinvernadero a la atmósfera han alterado los ciclosbiogeoquímicos del Carbono (CO2, CO, CH4),Oxígeno (O3, OH, y ciclo del agua a través del vaporde agua), Nitrógeno (NOX, N2O), etc, y han provocadoun gran incremento del forzamiento radiativo en laatmósfera como resulta evidente de los datosfacilitados por el Report del IPPC del año 2007 (verFigura 4).

5. COMPLEJIDAD DEL CLIMA YMECANISMOS DE

RETROALIMENTACIÓN (1, 12, 13)

El sistema climático es muy complejo, incluyendocinco componentes: la atmósfera, la hidrosfera(océanos y aguas continentales), la criosfera, el suelo yla biosfera, así como las interacciones entre ellos. Elsistema climático evoluciona en el tiempo bajo lainfluencia de su propia dinámica interna y de losforzamientos naturales externos tales como lasemisiones volcánicas y otras, las variaciones solares(ciclo de manchas solares) y orbitales (ciclos deMilankovitch) y los forzamientos antropogénicos talescomo la composición cambiante de la atmósfera y eluso del suelo. Los factores que afectan al cambioclimático se clasifican en la práctica en forzamientos yretroalimentaciones. Un forzamiento del clima es undesequilibrio impuesto al clima bien externamente opor actividades humanas, y pueden ser radiativos(directos como el CO2 añadido o indirectos como losefectos de aerosoles en la formación de nubes) y no-radiativos (la evapotranspiración del suelo irrigado,etc.).


Figura 4. Evolución de la saturación de la banda de absorción del CO2 con la concentración (0, 10, 100, 1000 ppm). (Tomado deref. 11). La ventana central de absorción se agranda con la raíz cuadrada de la concentración.

La respuesta del clima incluye variaciones de latemperatura superficial, las precipitaciones, la vegeta-ción, etc. Dado el convencional énfasis de los clima-tólogos sobre la temperatura así como la clara relaciónentre gases de efecto invernadero y temperatura ensuperficie, los estudios de cambio del clima handestacado a la temperatura como el índice primario delcambio climático. El concepto de forzamiento radia-tivo, como hemos descrito en la sección anterior,proporciona un camino para cuantificar y comparar lascontribuciones de los diversos agentes que afectan latemperatura en superficie mediante la modificacióndel balance entre los flujos entrante y saliente de laenergía radiativa.

Los océanos juegan un papel muy importante en elsistema climático y su masa es 500 veces la de laatmósfera. En primer lugar, actúan decisivamente en elbalance energético de la Tierra, contribuyendo, enaproximadamente la misma proporción que la atmós-fera, a al transporte de cantidad de calor hacia lospolos. En segundo lugar, controlan el ciclo hidrogeo-lógico, que determina muchas propiedades termodiná-micas de la atmósfera, incluyendo el perfil detemperatura (razón de intervalo), calor específico,humedad, formación de nubes, crecimiento de gotas ennubes y régimen de precipitación. Finalmente losocéanos son la fuente y el sumidero de los dos gases deefecto invernadero más importantes, el vapor de aguay el dióxido de carbono. Por otra parte, la dinámica delos océanos incluye la circulación termohalina (cintatransportadora de masa y calor) y la dinámica sobre lasuperficie (olas, mareas) tiene una influencia profundasobre el clima, añadiendo una gran complicación.Dado que la densidad del agua es en torno a 1000veces la del aire, el agua se mueve más despacio enaproximadamente el mismo factor, lo cual es la razónde por qué la atmósfera y el océano tienen más omenos un papel equivalente en el transporte global delcalor. La transferencia de energía radiativa, quedomina en la atmósfera, es mucho menos importanteen los océanos, debido a que el agua líquida es casiopaca a las longitudes de onda IR y el efecto del Sol enla temperatura del agua está limitado a la capa demezcla, aproximadamente los dos primeros centenaresde metros (10% de la masa total). El otro factor quemás afecta a la estructura oceánica y a la circulaciónglobal de los océanos es la salinidad, que es mayorcerca de la superficie, debido a la evaporación y

decrece en la región termoclina, justo debajo de lacapa de mezcla. La circulación general de los océanosincluye dos componentes distintos: El de los primeroscentenares de metros (conteniendo las capas de mezclay termoclina), gobernado por el arrastre del agua porlos vientos dominantes, y el océano profundo, queviene regido por diferencias de densidad provenientesde los gradientes de temperatura y salinidad. En amboscasos, la fuerza de Coriolis entra en juego comoresultado de la rotación de la Tierra. El movimiento delocéano profundo (incluyendo las corrientes descen-dentes y profundas de la circulación termohalina y nosólo las superficiales) está gobernado principalmente(también influyen los contornos de las líneas de lascostas) por el flujo geostrófico, que es el balance entreel gradiente de presión y la fuerza de Coriolis. Eltiempo de mezcla del flujo en el océano profundo es devarias centurias. Cerca de la superficie el transporteEkman (V. Ekman, 1905) en la capa de mezcla no esgeostrófico debido al arrastre del viento y los patronesde circulación asimétrica conocidos como giros(Contracorriente del Pacífico ecuatorial, relacionadacon el Niño-Oscilación Sur- ENSO, Corrientesecuatoriales Norte y Sur, etc.) fueron explicados por H.Sverdrup en 1947 mediante el balance (balanceSverdrup) entre la vorticidad de una porción de agua ysu gradiente de Coriolis en cada latitud. Todos estosdetalles deben ser incluidos en los Modelos deCirculación General (GCM) del sistema climático delos que se hablará en la próxima sección.

La respuesta del clima a las alteraciones de latemperatura superficial, precipitación, vientos, etc.,origina una serie de mecanismos de retroalimentación,entre el balance radiativo y los agentes físicos (vaporde agua, nubes, perfil de temperaturas, flujo deevapotranspiración, albedo, ciclos biogeoquímicos,etc.). Los agentes químicos se consideran bienforzamientos radiativos directos, tales como los gasesde efecto invernadero, o indirectos, como losconstituyentes en ppb (compuestos orgánicosvolátiles-VOC, CO, HOOH, NOx, OHx, etc.) quecontrolan la química atmosférica. De hecho, elconcepto de forzamiento radiativo de cada agente,como una causa separable y lineal del calentamiento,no puede mantenerse, dado que el efecto de adiciónantropogénica de gases de efecto invernadero no essimplemente la elevación de la temperatura, es decir laley de Stefan-Boltzmann no es el único mecanismo,


aunque sea muy importante. Los mecanismos deretroalimentación son en general no lineales (ciclos deretroalimentación positivos y negativos), no separables(evapotranspiración, formación de nubes con altera-ción del perfil de temperaturas), ambivalentes(formación de nubes y naturaleza de la retroalimen-tación, positiva o negativa), tienen interacción noradiativa entre varios de ellos (fusión del hielo ydecrecimiento de la salinidad del agua marina), poseendiferentes escalas de tiempos (velocidades deformación de nubes debido al CO2 y velocidad deabsorción del CO2 por los océanos) y además tienenvariabilidad regional. Hemos mencionado el incre-mento del vapor de agua con la temperatura, lo cualcondiciona la formación de nubes, la frecuencia deprecipitaciones y el incremento del albedo. La dismi-nución del permafrost en las regiones árticas liberametano, un agente muy fuerte en el efecto invernadero.La fusión del hielo en la Antártida y Groenlandia,juntamente con la dilatación térmica del agua, es lacausante de la subida del nivel de agua del mar. Almismo tiempo la salinidad decrece en el AtlánticoNorte con un efecto negativo sobre la circulacióntermohalina. El incremento de aerosoles antropogé-nicos aumenta el albedo y el número de núcleos decondensación de las nubes, donde el primero es unaretroalimentación de efectos negativos sobre latemperatura y el segundo, tal como se acepta hoy día,ligeramente positivo.

Todas las variables climáticas, incluyendo no sólolos forzamientos (naturales y antropogénicos), biendirectos, bien indirectos (gases de efecto invernadero,precursores y contaminantes), sino también losprocesos físicos antes indicados, tienen la capacidadde influenciar el cambio climático. De este modo, siuna perturbación sobre el sistema del climadesequilibra el balance de radiación de la Tierra en unacantidad Q, el sistema responderá cambiando latemperatura media global en superficie T0, de formaque el forzamiento radiativo impuesto F en latropopausa, cumplirá la relación:

donde es el parámetro de retroalimentación (condimensiones ), que es el inverso delparámetro de sensibilidad del clima efectivo . Siestuviéramos en un estado estacionario, Q sería ceroy entonces recobraríamos la relación definida en la

sección anterior. Ahora podemos definir parámetros deretroalimentación individuales Xi para cada variableclimática , suponiendo linealidad yseparabilidad de las variables, como sigue

El efecto de retroalimentación más importante es ladependencia con la temperatura de la radiación (ley deStefan-Boltzmann), P llamada respuesta de Planck.Esta respuesta es siempre negativa dado que un incre-mento en la temperatura aumenta la emisión de ondaslargas al espacio y así reduce F y su valor es

. La respuesta del sistema climático con elcambio T0 de temperatura superficial se debecomparar con la situación de un cambio T0P donde larespuesta de Planck fuera la única posible. De estaforma podemos definir el parámetro de retroali-mentación de la respuesta de Planck P, mediante larelación

cumpliéndose que . Ambos cambios detemperatura T0 y T0P están relacionados con losparámetros de retroalimentación total y de Planck

P, es decir

Ahora definiendo una ganancia de retroalimentacióngXi para cada variable Xi como , siendola ganancia global para todas las variables

, y la cantidad el factor deretroalimentación f, se puede expresar la relación entreambos incrementos de temperatura como

El valor estimado de P en Modelos de CirculaciónGeneral es de , pero el valor teórico( ) es 3.8. Para cualquier otra variable, elsigno de la ganancia de retroalimentación gXi es elmismo que el de su parámetro Xi, es decir, unparámetro positivo (negativo) aumenta (disminuye) larespuesta en temperatura del sistema climático a laperturbación Q y por lo tanto incrementa (reduce) lasensibilidad del clima.

Los parámetros de retroalimentación más comunesson los provenientes de las nubes, superficie, albedo delas nubes, aerosoles y contenido vapor de agua

0P PF Q T

0F Q T


1 2K Wm

34P T

P Xi

Xig g

2 13.2 Wm K34P T

conectado con el perfil de temperaturas. El coeficientede retroalimentación del vapor de agua es positivo,dado que el vapor de agua es un gas de efectoinvernadero que produce subida de temperatura ensuperficie. En la realidad, la cantidad de vapor de aguaen la atmósfera está controlada por la gran inerciatérmica del agua líquida de la superficie de la Tierra. Elefecto del vapor de agua no está aislado porque estáunido a la razón de intervalo (gradiente térmico) de laatmósfera, que controla el perfil de temperaturas de latroposfera y altera el balance radiativo de la Tierra.Ambas variables (vapor de agua razón de intervalo)producen un efecto positivo en el calentamiento de laatmósfera, puesto que el perfil de temperatura de laatmósfera es más suave con más vapor, incrementandode esa manera la absorción radiativa de la Tierra. Elalbedo de superficie (nieve, hielo, suelo) tiene unefecto positivo en el calentamiento puesto que latemperatura del aire inicialmente aumenta, luegofunde el hielo del mar, disminuyendo el albedo de


Figura 5. Valores estimados y signos de algunos parámetrosde retroalimentación: Vapor de agua (WV), nubes (C), albedode superficie (A), razón de intervalo (LR) y vapor de agua +razón de intervalo (WV+LR). (Tomado de ref. 13)

Figura 6. Forzamientos radiativos medios globales de diferentes agentes. (Tomado del Informe IPCC 2007, ref. 4)

superficie, con lo que se incrementará la temperaturade la superficie terrestre. Algunas partículas deaerosoles calientan el aire y otras lo enfrían. El caso delas nubes es muy complejo y no está resuelto del todo.Las nubes poseen absorción IR (retroalimentaciónpositiva) y albedo (reflexión eliminando radiación alsuelo), pero la predominancia depende de la altitud delas nubes. Con nubes bajas, si la temperatura del aireaumenta se forman más nubes con incremento delalbedo, disminuyendo la temperatura (retroalimen-tación negativa). Con nubes altas (menos densas) esmás importante la absorción que el albedo, dando unaretroalimentación positiva. Por otro lado las propie-dades de las nubes cambian con la presencia deaerosoles.

En la figura 5 se dan valores de los parámetros deretroalimentación de varias variables físicas, indi-cando su valor y su signo.

La Figura 6 es un resumen de la contribución alcalentamiento por parte de diversos agentes deforzamiento radiativo (gases de efecto invernadero) yde agentes de retroalimentación (albedo, aerosoles,etc.). La dificultad de interpretación de estos datosproviene de las incertidumbres y disparidad de escalasde tiempo de los mecanismos de respuesta.

6. MODELOS DE CIRCULACIÓNGENERAL DEL CLIMA: ATRIBUCIONES Y

PREDICCIONES (14).OTROS POSIBLES EFCTOS: CAMBIOS

ABRUPTOS DE CLIMA (15)

Los estudios sobre el clima y el cambio climático,como todos los problemas que incluyen sistemascomplejos acoplados y una gran multitud de procesosdescansan en modelos. Los modelos simples propor-cionan visiones útiles del problema físico, mientrasque son necesarios los modelos complejos para obteneruna descripción precisa y para intentar incorporar elmayor número de procesos de retroalimentación.

Los modelos climáticos más simples son modelosde balance de energía de dimensión cero o uno.Presentan un bajo coste computacional y unaformulación explícita, de modo que se pueden ver las

conexiones entre parámetros o procesos individuales yel clima, lográndose así evaluar su dependencia mutua.Los modelos complejos del clima son más realistaspero son computacionalmente costosos y contienentantas variables interdependientes que no es posible,en general, seguir la conexión entre causas y efectosdefinidos. Están basados en Modelos de CirculaciónGeneral (GCM) para la Atmósfera y los Océanos,mutuamente ligados, y contienen subrutinas para tratarla formación del hielo, el ciclo de carbono, losprocesos químicos de la atmósfera, los procesos delsuelo y vegetación, y en particular los relativos a lacomposición atmosférica y reflectividad superficial.

Los bloques básicos de construcción de los GCMsde atmósfera y océano acoplados son las tresecuaciones primitivas que expresan el balance delmomento (vectorial), la conservación de masa y laconservación de energía. La primera es básicamente lasegunda ley de Newton, con términos para lagravedad, fuerza de Coriolis y fricciones, y, en suforma más simple, representa justamente el balancehidrostático. Incluye para la atmósfera y los océanos elmovimiento horizontal con el equilibrio geostrófico yel movimiento vertical del equilibrio hidrostático. Laconservación de la masa se incluye en una ecuación decontinuidad.

La ecuación termodinámica es la plasmación de laprimera ley termodinámica (conservación de laenergía) con términos para cambios en la energíainterna (de una porción de aire o de agua) debido alcalentamiento adiabático, para los flujos de calor(incluyendo la radiación) y el cambio de calor latente.Este sistema complejo de ecuaciones diferenciales nolineales no presenta solución analítica, sino única-mente solución numérica por simulación. Se divide elespacio tridimensional de la atmósfera y los océanosen elementos finitos o celdas en una malla, con valoresfijados de las variables de estado (T, velocidad,densidad, etc.). Resolviendo numéricamente las ecua-ciones anteriores seguimos la evolución temporal delas variables de estado dentro de cada celda de la mallacon condiciones de contorno. Las soluciones secalculan iterativamente a intervalos discretos detiempo (paso de tiempo) a lo largo de una simulacióntemporal. El paso de tiempo es función del tamaño dela celda: Cuanto menor es la celda, menor será el pasode tiempo, y consiguientemente más larga la simula-


ción. La resolución espacial para la atmósfera es entre2 y 5º en longitud-latitud, tomando de 10 a 30intervalos de espesor de la variable entre la superficiey el tope de la atmósfera. De esta manera el pasotemporal está en el rango de 30-60 minutos. Aparte dela discretización, debemos añadir la parametrizaciónpara tener en cuenta otros factores como las nubes yremolinos oceánicos.

Los otros componentes del clima (Hidrosfera,Criosfera, suelo y Biosfera) se incluyen medianteexpresiones empíricas o semiempíricas. Finalmente seañade el Módulo de Química (ciclo del Carbono, ciclodel Oxígeno, procesos físico-químicos de aerosoles,etc.). La complejidad de los GCMs ha crecido consi-derablemente desde el primer Report del IPPC (1990),que incluía sólo dos modelos de simulación, hasta elcuarto (2007) que incluye veintiuno.

En orden a simular un cambio climático inducidopor gases de efecto invernadero y aerosoles, secomienza con valores adecuados de las propiedades desuperficie y atmosféricas y con distribuciones de T ysalinidad en los océanos. Después se lanza lasimulación del modelo con un forzamiento externoconstante correspondiente a la era preindustrial (280ppm de CO2) de modo que los flujos de masa y calorentre todas las celdas se conserven exactamente. Sepermite que el sistema se relaje a valores realistas si seobserva una evolución no realista. Para obtener unestado estacionario similar al del clima del períodopreindustrial, la evolución se debe seguir por variascenturias. Ahora con ese estado estacionario se lanzandos simulaciones. Una simulación de control, mante-niendo constantes las concentraciones iniciales degases y aerosoles y una simulación del climatransitoria, cambiando las concentraciones de acuerdocon la evolución observada entre el período prein-dustrial y la situación actual. El resultado de estasegunda simulación se puede testar frente a lasobservaciones actuales del clima. A continuación, silos resultados son buenos, la evolución se sigue hastael fin de la centuria para poder predecir el cambio delclima.

Los modelos del clima se aplican para simular laevolución del clima y no la evolución del tiempometeorológico, es decir, el objetivo es reproducir lascondiciones medias meteorológicas a lo largo de varias

décadas (clima) y no la secuencia temporal real decondiciones actuales que ahora sólo es posible para 10-15 días. Desde el punto de vista matemático el clima esun problema de condiciones de contorno mientras queel tiempo meteorológico es un problema de condi-ciones iniciales. En las simulaciones meteorológicas,el crecimiento no lineal de pequeños errores en unestado inicial de un sistema caótico (E. Lorentz, 1963)produce la divergencia en la evolución temporal de lasvariables simuladas, de forma que la predicción sehace inefectiva después de pocos días. En unasimulación del clima se puede empezar por distintascondiciones iniciales y las evoluciones divergen en losvalores de las variables de estado, pero esta diver-gencia es exponencial sólo en los primeros pocos días,hasta que el sistema se satura. Incluso más aún, con unforzamiento externo suficientemente fuerte, tal comose produce con el actual incremento de concentraciónde gases de efecto invernadero, los cambios calculadosson mayores que la variabilidad asociada al compor-tamiento caótico del sistema y en todas las simu-laciones los cambios tienen un comportamientosimilar.

En resumen, los GCMs simulan la evolución de unavariedad de condiciones iniciales del pasado a lo largode varias décadas o centurias para reproducir lascondiciones actuales promedio, con tal precisión queesos modelos se hacen fiables dado que hay unaconvergencia de resultados entre ellos. También esoscálculos modelo han sido exitosos para dar cuenta delreciente calentamiento por efecto invernadero que esdel orden de 0.8 K (atribución). Esto proporcionacierta confianza de que los modelos contienen sufi-ciente Física para permitir predicciones juiciosas sobreel comportamiento futuro del efecto invernadero. Pero,incluso si los modelos fueran una representaciónperfecta del clima real (lo que no es el caso) apareceuna incertidumbre sobre el comportamiento de laevolución de la acumulación de gases en la atmósfera alo largo de una escala de tiempos de interés (de nuevoretroalimentaciones e inestabilidades no previstas).Las mejores estimaciones para el año 2100 son uncalentamiento global de 3 K, una elevación del niveldel mar de 1 m, etc. (ver el Report 2007 del IPPC).

La primera generación de modelos GCMsenfatizaron cambios graduales. Un objetivo másreciente ha sido la modelización y predicción de


cambios abruptos de clima. Este nuevo enfoque haaparecido debido a la evidencia de cambios climáticosrápidos en un pasado relativamente reciente (en lossucesos del Younger Dryas y del enfriamiento de hace8200 años) y también por el interés en el estudio de lanaturaleza física de sistemas complejos que tienenvarios estados estables separados por otros inestables.Un ejemplo es la transición entre estados cuasi-estables de la circulación termohalina del océano, quese explica por un modelo de dos zonas (una calienteque genera el flujo de superficie y otra fría que generael flujo profundo), siendo la salinidad del agua lavariable principal, aunque la temperatura juega unpapel importante (modelo Stommel, 1961). Existentres situaciones estacionarias: dos estables (la solucióngobernada por la salinidad como en la situación actualy la solución gobernada por dos temperaturas) dondela diferencia de salinidad crece con el flujo desalinidad, y otra inestable (la solución dominada por latemperatura) donde la diferencia de salinidad decrececon el flujo de salinidad (retroalimentación negativa),lo que conduce a un ciclo de histéresis con umbrales deinestabilidad. Los modelos actuales GCMs no predi-cen cambios bruscos de la circulación termohalina,pero al menos predicen que la velocidad del flujodecrecerá substancialmente durante el curso delpresente siglo debido a la fusión de los casquetespolares que hace disminuir la salinidad.

DISCUSIÓN (16, 17, 18)

En relación con el calentamiento global tenemosuna serie de hechos bien establecidos: Incrementos deconcentraciones de gases de efecto invernadero (entorno al 35% de incremento), Acidificación del aguadel mar, Calentamiento global del 0.74 K en el pasadosiglo, Fusión de glaciares y hielo oceánico y Elevacióndel nivel del mar (dilataciones fusión del hielo sobreel mar). La rapidez de tales cambios es mayor que lahabida en los últimos 100000 años, aunque se handetectado cambios similares o incluso mayores enperíodos anteriores (cambios bruscos). Prácticamentetodos los modelos disponibles muestran que lamagnitud del cambio térmico no puede explicarsesobre la base de factores naturales exclusivamente. Lacoincidencia entre la temperatura observada y lapredicha por los modelos, que incorporan el incre-mento de gases de efecto invernadero, es notable. La

probabilidad de que estos gases sean la causa delcalentamiento observado es mayor del 90%.

La aparición del cambio climático (es decir, certi-ficar si ya se ha producido) como consecuencia de lasactividades antropogénicas es más difícil de caracteri-zar, dado que el clima es por definición variable, yademás es muy difícil separar las causas naturales delas humanas. Ahora se dan cambios en los sistemasfísicos y biológicos (problemas de abastecimiento deaguas, desertificación, incremento de la frecuencia dedesastres, pérdidas de hábitats, penetración de vectoresde enfermedades, etc.) que son concordes con elcalentamiento global en más del 90% de los casos.

Sobre la base de observaciones y modelos exis-tentes, se han hecho una serie de previsiones relativas ala evolución futura de los procesos descritos. Talespredicciones indican que debemos esperar un calenta-miento global de 0.2 K por década a lo largo de laspróximas dos décadas, incluso si se estabilizan lasemisiones de gases de efecto invernadero. La mejorestimación para el calentamiento global al final delsiglo es de 3 K. Un calentamiento de 1.5 K es pocoprobable, mientras que valores 4.5 k no se puedendescartar. Se espera que el calentamiento y la eleva-ción del nivel del mar continúen por décadas y aún porcenturias, y se prevé que sus efectos sean aún mayoresque los observados hasta ahora. Sin embargo estasprevisiones tienen varias fuentes de incertidumbre,entre otras: escasez de datos de varias partes delplaneta; capacidad de computación insuficiente ( porejemplo no hay resolución para Estratosfera); limita-ciones en la comprensión de los mecanismos deretroalimentación (efecto de aerosoles, cambios en elalbedo); capacidad de predicción limitada de losactuales modelos GCMs.

Se han tomado planes de acción para mitigar estosefectos, en particular el Protocolo de Kioto (1997) parareducir en un 5% las emisiones relativas al año 1990para el año 2012. Se están considerando otras accionespara reducir más drásticamente las emisiones de gases(secuestro del CO2, uso de fuentes de energía diferen-tes de los combustibles fósiles, etc.). Con todaprobabilidad la preocupación sobre el cambioclimático va a permanecer con nosotros durante losaños venideros. Como exponente de la misma debe-mos recordar que los académicos Emiliano Aguirre


(17) y Luis Gutiérrez Jodra (18) han estudiado esteproblema del cambio climático, el primero insistiendoen la variabilidad del clima a escala geológica, y elsegundo destacando las previsiones y posibles miti-gaciones.

BIBLIOGRAFÍA

1. F.T. Taylor, Elementary Climate Physics, OxfordU.P., 2005

2. J. Houghton, The global warming:The completebriefing, Cambridge UP, 1997

3. R. Escribano (Ed.), Fisicoquímica de la Atmósfera,Sociedad española de Óptica, Madrid, 2001

4. Working Group I Report : The Physical basis.IPCCReport 2007

5. Radiative Forcing of Climate Change. NationalAcademy of Sciences (2005) http://www.nap.edu/catalog/11175.html

6. J.H. Seinfeld and S.N. Pandis, AtmosphericChemistry and Physics, Wiley-Interscience, NY,2006

7. B. J. Finlayson-Pitts and J.N. Pitts, Chemistry of theUpper and Lower Atmosphere, Academic Press, NY,

19998. T. Graedel and P. Crutzen, Atmospheric Change: An

Earth System Perspective, W. H. Freeman & Co, NY,1995

9. R. P. Wayne, Chemistry of Atmospheres, 3ª edición,Oxford U. P., NY, 2006

10. J. L. McHale, Molecular Spectroscopy, PrenticeHall, NJ, 1999

11. R. M. Goody and Y. L. Yung, AtmosphericRadiation: Theoretical Basis, Oxford U. P., NY, 1996

12. G. P. Brasseur, J.J. Orlando and G.S. Tyndall,Atmospheric Chemistry and Global Change, OxfordU.P., NY, 1999

13. S. Bony et al., Journal of Climate,19, 3445 (2006)14. K. McGuffie and A. Henderson-Sellers, A Climate

Modelling Premier, John Wiley and Sons, 2005.15. Abrupt Climate Change. National Academy of

Sciences (2002) http://www.nap.edu/catalog/10136.html

16. Critical assessment of climate change predictionsfrom a scientific perspective. Symposium of RACand Fundación R. Areces (April 2007).

17. E. Aguirre, Rev. R. Acad. Cienc. Exact. Fís. Nat (Esp)99,161-179, (2005)

18. L. Gutiérrez Jodra, Rev. R. Acad. Cienc. Exact. Fís.Nat (Esp) 101,161-173 (2007)


forzamiento radiativo y cambios químicos en la atmósfera

Documents

Transcript of forzamiento radiativo y cambios químicos en la atmósfera