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Física del Sistema Climático 2020 – Notas: Prof. Marcelo Barreiro

8. Sensibilidad climática y mecanismos de retroalimentación

El sistema climático está influenciado por diferentes tipos de perturbaciones: cambios en la energíasolar recibida, en la composición química de la atmósfera, en la topografía de la superficie, etc. Paracomparar las magnitudes relativas de dichas perturbaciones y evaluar su efecto en los cambiosclimáticos observados es conveniente analizar su impacto en el balance radiativo terrestre. Másprecisamente, el forzante radiativo se define como el cambio neto en el balance radiativo terrestre en latropopausa causado por la perturbación, luego de que la estratósfera llegó a un equilibrio. Esto es puesla estratósfera se ajusta mucho más rápidamente a la perturbación que la tropósfera (un mes versusdécadas). Asimismo, la temperatura en la tropósfera, en la superficie y en la capa límite oceánica estánmuy acopladas en los trópicos pues el gradiente vertical debe seguir una adiabática húmeda, mientrasque la estratósfera está desacoplada debido a su gran estabilidad vertical. La figura 1 muestraesquemáticamente la definición de forzante radiativo.

Figura 1

Un forzante radiativo típico es el debido a un aumento de la concentración de CO2 en la atmósferaproducto de las actividades humanas. En este caso es esperable un enfriamiento rápido de laestratósfera. Las últimas décadas muestran, en efecto, que la estratósfera se ha venido enfriandosostenidamente junto a un calentamiento más progresivo en la tropósfera (figura 2). Para entenderlodebemos recordar la figura 7 del capítulo 3 que describe las contribuciones de H2O, CO2 y O3 alcalentamiento y enfriamiento atmosférico. En la estratósfera el balance energético se da principalmenteentre el calentamiento por la absorción de radiación solar ultravioleta por el O3 (SO3) y el enfriamientopor la emisión de onda larga por el CO2. Consideremos una capa de estratósfera de ancho dz conemisividad de onda larga ε<<1. La capa absorberá una fracción de la energía de onda larga saliente y

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emitirá hacia arriba y hacia abajo de acuerdo a su emisividad. Además, la capa absorberá energía solara través de la absorción por el O3 (figura 3).

Figura2

Figura3

Entonces, el balance de energía en la capa estratosférica queda

donde Te es la temperatura de emisión terrestre y Tstrat la temperatura de la estratósfera. Despejando seobtiene

Como CO2 es el principal gas que absorbe radiación de onda larga en la estratósfera media y alta, y laemisividad se puede escribir como ε≃ρCO2 kCO 2dz , donde kCO2 es el coeficiente de absorción,

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sabemos que la emisividad aumenta con la concentración de CO2. Si asumimos que la concentración deO3 y el albedo no cambian, entonces la radiación solar absorbida y la radiación de onda larga semantienen al incrementarse CO2. Por lo tanto, la temperatura de la estratósfera disminuye.

8.1 Forzantes radiativos

Los forzantes radiativos antropogénicos más importantes son los gases de efecto invernadero, losaerosoles y cambios en el uso de la tierra. Los forzantes radiativos naturales son cambios en lainsolación y erupciones volcánicas.

La figura 4 muestra los forzantes radiativos del clima entre 1750 y 2011. Se dividen en antorpogénicosy naturales. La suma total da un forzante radiativo neto cercano a 2.3 W/m2. La mayor contribuciónproviene de cambios en la concentración de CO2, con un forzamiento radiativo cercano a 1.7 W/m2,debido a la quema de combustibles fósiles. A continuación vienen los cambios en la concentración demetano (CH4), óxido nitroso (N2O) y halocarbonos, que son fundamentalmente resultado de lasactividades agrícolas. La columna de más a la derecha indica el estado de conocimiento de los procesosasociados a cada uno de los forzantes radiativos: se observa que para los gases de efecto invernadero elnivel de confianza es alto o muy alto.

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Figura 4 – IPCC AR5.

Estimar el forzante radiativo ΔQ asociado con los cambios en las concentraciones de los gases deefecto invernadero requiere el uso de modelos de transferencia radiativa muy complejos. No obstante,es posible obtener un aproximación para la contribución del CO2 de acuerdo a la siguiente fórmula

donde el numerador del logaritmo es la concentración medida de CO2 y en el denumerador es laconcentración de referencia (usualmente 278 ppm). Notar que si la concentración de CO2 aumentaexponencialmente con el tiempo (cercano a lo que ocurre actualmente) el forzante radiativo asociado

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aumenta linealmente con el tiempo. O sea,

ΔQ=5.4 ln ([CO2]

[CO2]r

)

[CO2]=[CO2]r eα t

ΔQ=5.4 α t

Si además consideramos que el aumento de la temperatura global media T es proporcional al forzanteΔQ ( ΔT=k ΔQ , ver 8.2) se obtiene

ΔT=5.4α k t

o sea que un aumento exponencial de CO2 da lugar a un aumento lineal de la T con el tiempo.

La figura 5 muestra la evolución temporal de los forzantes radiativos. Se observa que el aumento degases de efecto invernadero es aproximadamente exponencial. Por eso, se buscan tendencias lineales enla temperatura asociadas al cambio climático.


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Los aerosoles son partículas líquidas o sólidas suspendidas en la atmósfera. Pueden ser generadas porprocesos naturales o antropogénicos, como por ej. viento soplando en zonas desérticas, por elrompimiento de las olas, por incendios, quema de combustibles, volcanes, etc. Como la mayoría de losaerosoles permanecen sólo unos días en la atmósfera los de origen antropogénico están concentradoscorriente abajo de zonas industriales o donde cambios en el uso de la tierra ha dado lugar adesertificación, o quemas de bosques. Los aerosoles tienen efectos directos e indirectos en el balanceradiativo (Figura 6). Los efectos directos están asociados a su absorción y dispersión de radiación deonda corta y larga. Por ejemplo, la quema de combustible fósil genera aerosoles de sulfato quedispersan la luz solar generando un forzante radiativo negativo de -0.4 W/m2 en todo el globo. Por elcontrario, el mayor efecto de la emisión de partículas de carbón negro es la absorción de la radiaciónsolar generando un forzante radiativo positivo de 0.2 W/m2. El efecto directo neto total de los aerosolesantropogénicos es -0.5 W/m2, con una barra de error importante (figura 4).

Figura 6

El efecto indirecto de los aerosoles incluye su impacto en la microfísica de nubes, en particularafectando su formación y vida media debido a que los aerosoles actúan como núcleos de condensación.En una región con alta concentración de aerosoles las nubes se forman con mayor número de gotitasmas pequeñas (dado una cantidad fija de vapor de agua) resultando en una nube de mayor albedo y porende en un forzamiento radiativo negativo mayor. Asimismo, las nubes tienden a vivir más cuandoestán formadas por gotitas mas pequeñas. Existe una gran incertidumbre en el forzamiento radiativoasociado al impacto indirecto de los aerosoles, pero se estima una media de -0.6 W/m2 (figura 4).

La deforestación tiene un impacto directo en las emisiones de CO2 y CH4 así como en la producción deaerosoles de polvo y por quema de biomasa. Es posible calcular el forzante radiativo asociado amodificaciones en el albedo terrestre debido a cambios en el uso de la tierra. Como vimos en elcapítulo 4, los bosques tienen un menor albedo que las pasturas o cultivos. Así, es posible calcular quela desforestación desde 1750 ha inducido un forzante radiativo cercano a -0.2 W/m2 (figura 4).

En cuanto a los forzantes naturales, cambios en la irradiancia solar muestran los ciclos de 11 añosasociados con la actividad solar (Figura 7). Desde 1981 la amplitud en los cambios asociados a losciclos solares es de 1 W/m2, lo cual resulta en cambios de forzamiento radiativo de 0.25 W/m2 entreperíodos de alta y baja actividad solar al considerar las propiedades geométricas del sistema.

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Figura 7

Las erupciones volcánicas emiten cenizas hacia la tropósfera que pueden alcanzar las capas más altas yviajar miles de kilómetros alterando las propiedades ópticas de la atmósfera durante semanas antes decaer. En algunos casos los aerosoles emitidos por los volcanes llegan a la estratósfera manteniéndoseallí por años y alteran el balance radiativo terrestre, induciendo un forzante negativo que enfría el clima(Figura 8). Por otro lado, estas erupciones generan un calentamiento en la estratósfera debido a laabsorción de radiación por los aerosoles (figura 2).

Figura 8

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8.2 Respuesta de equilibrio ante un forzante

La relación entre el forzante radiativo ΔQ y la magnitud de la respuesta climática se denominasensibilidad climática. Un proceso que cambia la respuesta del clima a un forzante se denominamecanismo de retroalimentación. Si el proceso aumenta la magnitud de la respuesta se llamaretroalimentación positiva, si la reduce retroalimentación negativa.

En equilibrio el balance global radiativo es nulo, es decir existe un balance entre la radiación solarincidente y la radiación de onda larga emitida. En respuesta a un forzante radiativo ΔQ (por ej. unaumento de la concentración de gases de efecto invernadero) las variables que caracterizan el estadodel sistema climático van a cambiar, modificando los flujos radiativos en la tropopausa. Paradeterminar cómo va a cambiar el sistema climático asumimos que esos cambios en los flujos radiativos(ΔR) se pueden estimar en función de los cambios de la temperatura media global en superficie ΔTs.

Encontes, si N es el desbalance radiativo promedio global en la tropopausa vale

N=ΔQ+Δ Ró

N=ΔQ+λ f ΔT s

donde λf es el parámetro de retroalimentación (W/m2/K). En la ecuación flujos hacia abajo sonpositivos. Si la perturbación dura suficiente tiempo el sistema llegará gradualmente a un nuevoequilibrio con N=0. En ese estado el cambio en la temperatura de superficie será

y (-1/λf) es una medida de sensibilidad climática de equilibrio. O sea, el cambio en la temperatura desuperficie luego de llegar al equilibrio resultante de un forzante radiativo. En general, la sensibilidadclimática de equilibrio se define como el cambio en la temperatura de superficie terrestre en respuesta auna duplicación de la concentración de CO2 en la atmósfera con respecto al valor pre-industrial (278ppm). De acuerdo al último informe del IPCC AR5 (2013) está en el rango 1.5-4.5 °C.

Para identificar diferentes retroalimentaciones consideramos lo siguiente. Los cambios en R se puedenrelacionar con el cambio de la temperatura media global en superficie ΔTs, y cambios inducidos por larespuesta de la temperatura en superficie ( λ ΔT s ), o sea las retroalimentaciones. Entonces

R=R (ΔT s ,λ(T s))

Para estudiar cómo un pequeño cambio en el balance energético ΔR está relacionado con la respuestade la temperatura se puede realizar una expansión de Taylor de R

Δ R=∂ R∂ T s

ΔT s+∂ R∂λ

∂λ∂T s

ΔT s+O(ΔT s2)

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Es decir, los cambios en la temperatura de superficie Ts están asociados a modificaciones de muchasotras variables que también afectan el balance de energía global (vapor de agua, cobertura de hielos,nubes, etc). Entonces, en forma general, si consideramos un conjunto de n variables xi que afectan R, esposible escribir λf en función de esas variables

Por lo tanto λf puede ser representado como la suma de parámetros de retroalimentación asociados concada variable xi. Los procesos físicos que afectan el balance en la tropopausa en forma directa sonvarios y la descomposición de λf se puede escribir como la suma de las retroalimentacionesrelacionadas con la temperatura λT , el vapor de agua λw , las nubes λc y el albedo en superficie λα . Laretroalimentación de temperatura se puede subdividir en dos λT=λ0+λL donde el primero asume quelos cambios de temperatura son uniformes en la tropósfera, y el segundo se denomina retroalimentaciónde gradiente vertical (“lapse rate”) y es debido a los cambios no-uniformes de temperatura con laaltura. Entonces

En esta descomposición se consideraron únicamente retroalimentaciones asociadas a procesosfundamentalmente termodinámicos y se dejaron de lado efectos indirectos tales como cambios en ladinámica oceánica o atmosférica y retroalimentaciones biogeoquímicas. Estas últimas se discuten másadelante.

El parámetro de retroalimentación de Planck λ0 puede ser evaluado fácilmente ya que representa ladependencia de la radiación de onda larga con la temperatura a través de la ley de Stefan-Boltzman.Usando el modelo de balance de energía global en el tope de la atmósfera

y asumiendo que los cambios en la temperatura son homogéneos en la tropósfera

se obtiene

donde se asumió que el albedo no depende de la temperatura. Usando esta ecuación para Te=255 K seobtiene un valor de λ0=−3.8 W /m2 K . Estimaciones más precisas usando modelos climáticos da un

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valor de -3.2 W/m2 K. Esta es la retroalimentación negativa más importante que controla la temperaturade superficie terrestre.

Conociendo λ0 es posible además calcular cambios en la temperatura de equilibrio debido a unaperturbación cualquiera si solamente la retroalimentación de Planck estuviera activa, segun

A través de cálculos con un modelo de transferencia radiativa o en base a la primera ecuación de lasección 8.1 es posible estimar que una duplicación en la concentración de CO2 de 280 ppm a 560 ppm,dejando las distribuciones de temperatura y humedad inalteradas genera un forzamiento radiativo de3.8 W/m2. De acuerdo a la ecuación anterior esto daría una sensibilidad climática de equilibrio cercanaa 1°C.

Notar que si solamente se considera la retroalimentación de Planck sería necesario un cambio en lainsolación de 22 W/m2 para producir un cambio de temperatura de 1°C (considerando un albedo de 0.3,(22/4)*(1-0.3)=3.85 W/m2). Con un clima tan estable sería difícil producir los cambios climáticosobservados en el último siglo y en el pasado, por lo que otros procesos tienen que estar generandoretroalimentaciones positivas.

Considerando ahora todas las retroalimentaciones podemos escribir

Esa ecuación se puede escribir como

donde ff se llama factor de retroalimentacion. Si ff > 1 la respuesta de equilibrio de la temperatura esmayor que la respuesta de un cuerpo negro. Como λ0<0 , si un parámetro λi es positivo entonces ff

>1 y la retroalimentación amplifica los cambios de temperatura (retroalimentación positiva); si λi esnegativo los disminuye (retroalimentación negativa).

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Los conceptos de forzamiento radiativo, retroalimentaciones climáticas y sensibilidad climática sonmuy útiles para proveer una visión global del comportamiento del sistema. No obstante, tienenlimitaciones: (1) no proveen información explícita sobre la distribución espacial de los cambios ocambios en la probabilidad de eventos extremos (ciclones, tornados); (2) la magnitud de laretroalimentación y de la sensibilidad depende del forzante específico; (3) las retroalimentacionesdependen del estado medio del sistema climático (por ej. la retroalimentación hielo albedo es máseficiente en un clima glaciar); (4) no-linealidades pueden dar lugar a cambios abruptos en el sistema yen estos casos la respuesta está fuertemente ligada a la dinámica interna y solo débilmente relacionadaa la magnitud del forzante por lo que en este caso el desarrollo visto en esta sección deja de valer y sedebe usar un modelo climático para capturar la respuesta. 8.3 Respuesta transitoria ante un forzante

Debido a la inercia del sistema, la respuesta de equilibrio vista en la sección anterior se alcanza cuandotodos los componentes del sistema climático se ajustaron al nuevo forzante lo cual puede llevar años enla atmósfera, y de cientos a miles de años en el océano y criósfera.

Para estudiar la respuesta transitoria asumimos que la inercia térmica puede ser representada a primerorden por una capa con temperatura homogénea Ts y capacidad calorífica Cs. En este caso el balance deenergía se escribe como

La solución de esa ecuación puede ser obtenida buscando primero la solución homogénea (con ΔQ=0)lo cual resulta en

ΔT s=ΔT0 e(λ f /C s)t

y luego una solución particular de la ecuación no-homogénea. Para hallar la solución particularconsideramos ΔT0(t) e insertamos en la ecuación. Entonces, queda

C s

dΔT 0

dteλ f /Cs t=ΔQ

ΔT 0=∫0

t ΔQC s

e−λ f /Cs t ' dt '

Por lo tanto, la solución total es

ΔT s=eλ f /Cs t

∫0

t ΔQC s

e−λ f /C s t '

dt '

Si asumimos que el forzante radiativo es nulo para t<0 y constante para t>=0 la ecuación se puederesolver y se obtiene

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con

por lo tanto la solución se aproxima exponencialmente al equilibrio y para tiempos largos recobramosla relación entre ΔTs y ΔQ de la sección 8.2. La escala temporal del ajuste está dada por τ que dependede la capacidad calorífica del sistema y de la intensidad de las retroalimentaciones. Esto implica que sila sensibilidad climática es grande ( −1/λ f grande) el transitorio será largo.

Para ejemplificar, comparemos las respuestas considerando sensibilidades climáticas ΔTs de 2 y 4 °C,que corresponden a valores de λf igual a -1.9 y -0.95 W/m2K si asumimos ΔQ=3.8 W/m2 (o sea, elforzante radiativo correspondiente a una duplicación de la concentración atmosférica de CO2).Asimismo, consideramos una capacidad calorífica correspondiente a una capa de 200 m de agua entodo el globo, teniendo en mente que la mayoría de la inercia en el calentamiento asociado al cambioclimático está asociado al almacenamiento de energía en las capas superiores oceánicas. Las solucionesse muestran en la figura 9. Notar que las dos son indistinguibles durante los primeros 15 años, y sepuede demostrar que la pendiente inicial es independiente de la sensibilidad climática. Comoconsecuencia, conocer los cambios en la temperatura en los años imediatamente posteriores a laaplicación de la perturbación no provee información clara sobre la evolución a largo plazo del sistema,o de los 3 parámetros del modelo (forzante, capacidad calorífica y sensibilidad climática). Esta es unade las razones por las cuales la magnitud de los posibles cambios climáticos a futuro son aún inciertos apesar de ya tener disponibles décadas de observaciones.

Figura 9

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El largo ajuste del sistema climático al forzante ha dado lugar a la definición de respuesta climáticatransitoria (TCR) que es definida por el IPCC como el cambio en la temperatura media anual globalpromediada entre los años 60 y 80 en un experimento en el cual el CO2 es incrementado en un 1% poraño hasta el año 70 (cuando alcanza el doble de su valor inicial). Los valores de TCR derivados de losmodelos climáticos caen entre 1.4 y 2.5 °C. Se observa que la incertidumbre en el TCR es menor queen el caso de la sensibilidad climática pues está más controlada por los cambios recientes en latemperatura.

8.4 Retroalimentaciones climáticas

8.4.1 Retroalimentaciones de vapor de agua y de gradiente

Una de las retroalimentaciones positivas más importante es aquella que depende de la relación entrepresión de saturación de vapor de agua y la temperatura. A medida que la temperatura aumenta lacantidad de vapor de agua que puede contener la atmósfera antes de saturar es mayor. Como el vaporde agua es el principal gas de efecto invernadero, un aumento de este gas aumentará la temperatura aúnmás, constituyendo una retroalimentación positiva (figura 10).

Figura 10

El forzante radiativo del vapor de agua es a primer orden proporcional al logaritmo de su concentraciónpor lo que la influencia de un aumento de este gas es mayor en regiones con baja concentración encondiciones no perturbadas, como en la alta tropósfera.

Como la mayor parte de la superficie terrestre es océano, la humedad del aire cerca de la superficietiende a mantenerse cerca de la presión de saturación de vapor en contacto con agua líquida a latemperatura local. La dependencia de la presión de vapor con la temperatura está dada por la relaciónde Clausius-Clapeyron

donde es es la presión de vapor de saturación, L es el calor latente de vaporización, T la temperatura yαv y αl los volúmenes específicos de las fases gas y líquida, respectivamente.

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Como el volumen específico del vapor es mucho mayor que el de la fase líquida

des

dT≃

LT αv

Usando la ecuación de gas ideal para el vapor de agua

αv=Rv T

es

y la ecuación anterior se obtiene

des

dT≃

Les

Rv T2

Como la humedad específica q se puede escribir

q≃0.622ep

se obtiene finalmente que

donde q* es la humedad específica de saturación. Como (L/RvT2) es del orden de 0.07 K-1 paracondiciones típicas de la tropósfera baja, un cambio de 1 K de la temperatura está asociado a un cambiode 7% en la humedad específica de saturación. Por lo tanto, para una sensibilidad climática media de 3K debería haber un incremento de 20% en la presión de saturación de vapor de agua. La evolución delcontenido de vapor de agua en la atmósfera durante el siglo XX y los modelos climáticos bajoescenarios de aumento de gases de efecto invernadero cumplen esta relación (Figura 11).

Se ha observado que la humedad relativa se mantiene constante aún en las regiones extratropicales quetienen un ciclo estacional muy grande. Por lo tanto, es usual considerar que la humedad relativa se hamantenido constante en climas pasados y se mantendrá así también en climas futuros.

Las estimaciones más recientes de la retroalimentación de vapor de agua proveen un valor deλw=1.8W /m2 K , lo cual significa que en ausencia de otras retroalimentaciones, el cambio en la

temperatura de superficie debido a la perturbación será cerca de 2.3 veces mayor que la respuesta de uncuerpo negro dada por la retroalimentación de Plank. O sea, la sensibilidad climática sería cercana a2°C.

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Figura 11 – Held and Soden (2006)

Las variaciones verticales de los cambios de temperatura también tienen un efecto climático a través dela retroalimentación de gradiente λL . Por ejemplo, los modelos predicen un calentamiento máximoen la tropósfera media-alta en regiones tropicales en respuesta a un aumento de los GEI, pues laconvección transporta vapor de agua y calor. Esto resulta en un cambio en el gradiente vertical detemperatura con respecto a condiciones no perturbadas y genera mayor pérdida de energía porradiación de onda larga que si el calentamiento fuera homogéneo. Por lo tanto consiste en unaretroalimentación negativa (figuras 12 y 13).

Figura 12

Por otro lado, en latitudes medias y altas las proyecciones por aumento de GEI predicen mayor

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calentamiento cerca de la superficie, lo cual genera una retroalimentación positiva. Por lo tanto el valormedio global de λL depende de la magnitud relativa de estos dos efectos opuestos. En promedio

domina la influencia de los trópicos dando lugar a un valor global de λL=−0.8W /m2 K para unaduplicación de la concentración de CO2 en la atmósfera.

Las retroalimentaciones de vapor de agua y de gradiente están relacionadas: si la temperatura aumentamás en la tropósfera alta causando una retroalimentación de gradiente negativa, este calentamiento estápor otro lado asociado con mayores concentraciones de vapor de agua en una región que tiene unimpacto radiativo importante dando lugar a una retroalimentación positiva. Por lo tanto el efecto de lasdos retroalimentaciones tiende a compensarse y generalmente se da el valor neto combinado de las dosλw+λL . Las estimaciones actuales dan que el efecto combinado tiende a amplificar el calentamiento

en un 50% con respecto a la respuesta de cuerpo negro.

Figura 13 – Cambio en la temperatura de la tropósfera simulada por modelos climáticos para fin desiglo XXI en un escenario RCP8.5 (IPCC)

8.4.2 Retroalimentación de nubes

Las nubes afectan el balance radiativo terrestre de varias formas. Por un lado, su presencia reduce laemisión de onda larga saliente pues sus topes emiten a una temperatura menor que la superficie. Porotro lado, las nubes reflejan una cantidad significativa de la radiación solar incidente aumentando elalbedo de 15 a 30% y resultando en una disminución neta de la energía solar absorbida por la Tierra.Estos dos efectos se denominan forzante radiativo de nubes (CRF-cloud radiative forcing) de ondalarga y corta, respectivamente. El CRF de onda corta es dominante en las condiciones de clima actualreduciendo el flujo neto hacia abajo en el tope de la atmósfera en cerca de 20 W/m2.

No obstante, el efecto radiativo de las nubes varía fuertemente con el tipo de nube, ubicación y estación

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del año. Por ejemplo, las nubes bajas son relativamente cálidas y por lo tanto tienen un efecto menor enlos flujos de radiación de onda larga pero tienen un albedo importante (figura 14). Por lo tanto se lasasocia a una reducción del flujo radiativo en el tope de la atmósfera. Por el contrario, la mayoría de lasnubes altas tienen no sólo albedo alto sino también emiten menor radiación de onda larga por tenertopes fríos. Estos dos efectos tienden a balancearse en este tipo de nubes.

Figura 14

Para considerar el efecto radiativo de las nubes en mayor detalle consideremos el balance radiativo Hen el tope de la atmósfera

H=S(1−A)−F

donde S es la insolación, A el albedo y F la radiación de onda larga (A y F medidos para un cielonuboso, o sea mezcla de cielo claro y con nubes). Si f es la fracción de área global con cobertura denubes, es posible escribir

A=Ac (1− f )+ fA0

F=F c (1− f )+ fF0

donde Ac (A0) es el albedo de cielo claro (de nubes) y análogamente para Fc y F0. Insertando estasexpresiones en el balance H se obtiene

H=[S (1−Ac )−Fc]+Sf ( Ac−A0)+f (Fc−F0)=H c+S ( Ac−A)+(Fc−F )

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donde Hc es el balance de energía para cielo claro. En la última igualdad se despeja f de las ecuaciones

anteriores (por ej. f =A−Ac

A0−Ac

) y se inserta. De esta forma, el efecto de las nubes sobre el balance

radiativo terrestre se divide en dos componentes: forzante radiativo de onda corta (Coc=S(Ac-A)) yforzante radiativo de onda larga (Col=Fc-F).

Puesto que Ac<A, Coc es negativo; mientras que como Fc>F Col es positivo. En promedio las nubesreducen la absorción de radiación solar en Coc=-50W/m2, y aumentan el efecto invernadero enCol=+30W/m2. Por lo tanto a nivel global el efecto neto de las nubes es CRF=Col+Coc=-20W/m2.

Las figuras 15, 16, 17 y 18 muestran la distribución espacial de F, Fc, A, Ac, Coc, Col y CRF. Se observael diferente comportamiento de regiones de nubes altas y bajas en ROL y albedo descrito más arriba.

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Figura 15 – F, Fc. De Ramanathan y Inamdar (2006).

Figura 16 – A, Ac, De Ramanathan y Inamdar (2006).

Como el tipo y la fracción cubierta de nubes depende del estado medio del clima, es posible queresulten en una retroalimentación importante. Como la fracción de área cubierta por nubes en el climaactual es cercana al 50% y el efecto neto de las nubes es -20 W/m2, es posible estimar su efecto en elclima como

∂ R∂ A0

=Δ RA0

=−20 W /m2

0.5=−40 W /m2

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Por lo tanto, un cambio de 10% en la cobertura nubosa tiene el mismo efecto que una duplicación delCO2 en la atmósfera. Así, un aumento en la nubosidad de un 10% podría compensar el aumento de CO2.No obstante, es importante resaltar que esto se daría si los cambios en las nubes mantienen la mismaproporción en tipos de nubes actual, lo cual no es obvio.

Debido a la complejidad y a nuestro conocimiento incompleto del comportamiento de las nubes, laretroalimentación por cobertura nubosa es una de las retroalimentaciones menos comprendidas y lasestimaciones tienen incertidumbres importantes. Es más, esta incertidumbre es una de las responsablesde la gran dispersión de valores de sensibilidad climática. El valor medio estimado esλc=+0.68 W /m2 K en CMIP3 y λc=+0.3W /m2 K en CMIP5, y van desde casi 0 hasta 1 W/m2 K.

Figura 17 – Coc, Col. De Ramanathan y Inamdar (2006).

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Figura 18 – CRF=Coc+Col. De Ramanathan y Inamdar (2006).

8.4.3 Retroalimentación hielo-albedo

La retroalimentación más importante de la criósfera es aquella debido al alto albedo de la nieve y elhielo. Si la temperatura aumenta en respuesta a una perturbación se derretirá hielo y nieve lo cual dalugar a una reducción del albedo en superficie. Como consecuencia la fracción de la radiación solarabsorbida por la Tierra aumenta dando lugar a un calentamiento adicional, o sea es unaretroalimentación positiva (Figura 19)

Usando el mismo balance de energía que cuando se derivó el parámetro de retroalimentación de Planck

y una dependencia del albedo con la temperatura de la forma (Sellers 1969)

es posible calcular

λα=∂R∂T

=∂ R∂α

∂α∂T

=−S0

40.009=3.1W /m2 K

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cuyo valor positivo refleja una retroalimentación positiva. Esta derivación no es realista pues solo lasregiones polares están influenciadas por este proceso, y en particular por la presencia de nieve y hieloen el hemisferio norte. Considerando la superficie entre 40°N y 90°N con una extensión longitudinal de210° cubierta por continente se obtiene cerca de un 10% de la superficie global. Escalando el resultadoanterior en un 10% se obtiene una estimación de λα=0.3W /m2 K . Las estimaciones realizadas conlos modelos de CMIP5 da valores cercanos a esta última estimación.

Es importante resaltar que esta retroalimentación tiene mayor influencia en latitudes altas donde esresponsable de cerca de la mitad de la respuesta en temperatura ante una duplicación de CO2. Elimpacto es particularmente grande en primavera cuando el calentamiento puede producir ladesaparición rápida de cobertura de nieve dando lugar a cambios en el albedo en una época cuando laradiación solar es intensa.

Esta retroalimentación es importante para producir la amplificación polar del calentamiento ensuperficie frente a un aumento de CO2, lo cual es una respuesta robusta de los modelos climáticos(figura 13).

Figura 19

En escalas largas la formación de glaciares es un amplificador muy importante de los cambiosclimáticos y jugó un rol prepoderante en los ciclos glaciares. Si la nieve no se derrite completamente enverano se acumula año tras año formando eventualmente grandes masas de hielo que aumentan elalbedo planetario debido a la retroalimentación hielo-albedo. Como los glaciares son altos la superficieestá fría y no es fácil de derretir, estabilizando aún más la masa de hielo. Ambos efectos tienden amantener condiciones frías una vez iniciadas por el forzante externo.

8.4.4 Resumen de retroalimentaciones y sensibilidad climática

La figura 20 resume las estimaciones de las retroalimentaciones discutidas más arriba calculadas conmodelos climáticos globales.

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Figura 20 - “all” es la suma de los parámetros de retroalimentación excepto el de Planck.

La retroalimentación positiva más fuerte es la del vapor de agua. Por otro lado, la retroalimentaciónasociada a las nubes tiene una gran dispersión y la mayor diferencia entre los modelos de CMIP3 (0.68W/m2K) y CMIP5 (0.2 W/m2K).

La suma de todas las retroalimentaciones da

λ f =−1.6 W /m2 K

y se obtiene una sensibilidad climática de equilibrio de

ΔT s=(−1λ f

)ΔQ=(−1

(−1.6))3.8=2.4 K

que es consistente con el rango dado por el ultimo informe del IPCC (1.5-4.5 K).

La figura 21 resume las estimaciones de sensibilidad climática de equilibrio calculadas a través dediferentes metodologías. Se observa una gran dispersión con valores desde 1 a 9 K, con la mayoría delas estimaciones en el rango del IPCC.

Por otro lado, la figura 22 muestra todas las retroalimentaciones existentes en el sistema climático y sus

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escalas de tiempo asociadas, que van desde horas a cientos de años. Las retroalimentaciones másrápidas actúan en escalas de horas a días y son las de Planck y de gradiente de temperatura. Lasretroalimentaciones de vapor de agua y nubes actúan en escalas de días, mientras que la de hielo-albedoactúa en escalas de días a un año.

Además de esas retroalimentaciones, el sistema climático presenta otras relacionadas al ciclo decarbono y asociadas a la circulación océanica que ocurren en escalas de días a cientos de años (Figura22). Las retroalimentaciones biogeoquímicas estan asociadas a la vida en la Tierra y existen muchasformas en las cuales plantas y animales pueden influenciar la sensibilidad climática. Quizas la másfuerte y directa es a través del control que pueden ejercer en la composición química de la atmósfera.La concentración de dióxido de carbono en la atmósfera está determinado por procesos complejos perouno fundamental es la absorción de este gas por las plantas en continentes y océanos. Se estima quecerca de la mitad del enfriamiento durante la última glaciación se debió a la reducción de CO2 en laatmósfera, que tiene que haber ocurrido por una alteración en la biología y química de los océanos(además de la circulación) pues en estas escalas la concentración de CO2 está controlada por la presiónparcial de CO2 en aguas superficiales.

La vida en los océanos tambien puede controlar el albedo. La mayor fuente de núcleos de condensaciónen el océano es la producción de gases sulfurosos como sulfato de dimetilo por organismos acuáticos.Estos gases son luego convertidos en partículas de acido sulfúrico en la atmósfera que actúan comonúcleos para las gotitas de agua. Una mayor producción de estos gases dará lugar a nubes con mayorcantidad de gotitas y por lo tanto tendrán mayor albedo y por lo tanto generan un enfriamiento de laTierra. Si la producción de estos gases depende de la temperatura se estaría frente a una posibleretroalimentación, pero este proceso aún no ha sido cuantificado.

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Figura 21

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8.5 Retroalimentaciones biogeoquímicas - Daisyworld

Lovelock (1979) propuso que la Tierra es una entidad única llamada Gaia, que se autoregula paraoptimizar las condiciones de vida en el planeta. En esa misma línea, Watson y Lovelock (1983)proponen un modelo heurístico simple para mostrar cómo la vida podría mantener un clima muyestable.

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Consideremos un planeta sin nubes, con una atmósfera transparente a la radiación. Las únicas plantasexistentes son dos especies de margaritas (“daisies”): unas negras y otras blancas. Una especie reflejamenos radiación solar que el suelo desnudo, mientras que la otra refleja mas. La población demargaritas está gobernada por el sistema de ecuaciones

donde Aw, Ab y Ag son las áreas relativas cubiertas por margaritas blancas, negras y suelo desnudo,respectivamente. El parámetro β es la razón de crecimiento de las margaritas, χ es la razón demortandad por unidad de área y x la fracción de área de suelo fértil sin colonizar por las margaritas(blancas o negras).

La razón de crecimiento de las margaritas se asume como una función parabólica de la temperaturalocal Ti, con un máximo en 22.5 °C y se hace cero en 5 y 40 °C

El planeta se asume que está en balance energético, o sea que en el tope de la atmósfera vale

El albedo planetario es el promedio pesado por las áreas relativas de los albedos individuales

Consideraremos que la temperatura local Ti estará dada imponiendo que cada tipo de superficie esté asu propia temperatura de equilibrio radiativo. Esta situación corresponde a que no existe transporte decalor entre regiones con diferente cobertura en superficie. Así, la temperatura local para cada tipo demargarita cumple

Combinando el balance radiativo global en el tope de la atmósfera con el local llegamos a

Notar que la temperatura de las margaritas blancas (negras) será menor (mayor) que la temperatura deemisión.

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En el caso extremo de que Ti=Te, que corresponde a un transporte de calor horizontal perfectamenteeficiente, vale que αp=αi . Para considerar todos los casos intermedios entre uno con transportehorizontal perfecto y uno en que no exista transporte podemos generalizar la ecuación anterior como

donde 0⩽η⩽(S0 /4σ) .

De esta forma se obtiene un sistema total a resolver formado por 4 ecuaciones y 4 incógnitas (Aw, Ab,Ti). Eligiendo valores para los parámetros se puede resolver el sistema de ecuaciones y obtenersoluciones estacionarias. La figura 23 muestra algunos casos particulares.

Figura 23 - χ=γ=0.3 , en (c) y (d) αw=0.75.

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Debido a las retroalimentaciones fuertes existentes en el modelo (a través del albedo) la temperaturamedia global de emisión es muy estable sobre un rango grande de constantes solares manteniendo lascondiciones de vida de las margaritas (Figura 23d). Esas regiones estables están acotadas por valores dela constante solar para los cuales las margaritas aparecen o desaparecen en forma abrupta y latemperatura tiene un salto. Las regiones estables existen pues cambios en las poblaciones de margaritasproducen una retroalimentación negativa fuerte en la temperatura. Por ejemplo, a medida que lainsolación aumenta se favorecen las margaritas blancas pues son mas frías que la temperatura deemisión. Este aumento de margaritas blancas aumenta el albedo terrestre reduciendo la temperatura deemision frente al aumento de insolación. Por otro lado, para valores bajos de la insolacion (<1.0) sefavorecen las margaritas negras, que absorben mas radiación y aumentan la temperatura del planeta.

Se observa además que el sistema muestra histéresis, es decir, la solución estacionaria no es la mismacuando aumenta o disminuye la insolación. Para calcular la solución estacionaria se corre el modelopara una configuración de los parámetros. Luego se aumenta la insolación y se corre el modeloteniendo como condiciones iniciales el estado estacionario correspondiente al valor previo de lainsolación. De esta forma es posible ir cambiando de solución estacionaria manteniendose siempre enla zona cercana al punto fijo del espacio de fase correspondiente. No obstate, para un valor dado de lainsolación la solución salta a otro punto fijo (solución estacionaria) diferente, como se ve en el graficode la figura 23c.

Evidentemente el “Daisyworld” no es una representación realista del sistema climático terrestre y nofue construído como tal. Es un modelo simple que ilustra como mecanismos biológicos pueden operarpara controlar el clima terrestre y mantenerlo estable.

La página web http://www.climate.be/textbook/daisyworld.html resuelve el sistema de ecuaciones delmodelo de Daisyworld y es posible cambiar los parámetros para ver como cambia la solución.

Bibliografía principal

- Goosse H., P.Y. Barriat, W. Lefebvre, M.F. Loutre and V. Zunz, (2008-2010). Introduction to climatedynamics and climate modeling. Online textbook available at http://www.climate.be/textbook.

- D. Hartmann (2014). Global Physical Climatology

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http://www.climate.be/textbook/daisyworld.html

8. sensibilidad climática y mecanismos de retroalimentación · 2020. 11. 10. · los forzantes...

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