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CALENTAMIENTO GLOBAL DE LA ATMOSFERA.. .- 1

CALENTAMIENTO GLOBAL DE LA ATMOSFERA(EFECTO DE INVERNADERO)

Los rayos solares directos (es decir, no losque son reflejados por el hielo y las nubes)calientan la tierra como parte de un ciclo

natural. A travs de los milenios, una porcinmuy constante de energa regresa al espaciobajo la forma de radiacin infrarroja (Figura 1).

Uno de los medios que sirven a los cientficospara determinar los posibles cambios en el climamundial, como consecuencia del aumento delas concentraciones de dixido de carbono (CO2)y de otros gases de efecto de invernaderoa escalas mundial y regional, es la utilizacinde los modelos (extremadamente complejos)

de la atmsfera, la superficie terrestre y losocanos. Estos modelos se fundan enecuaciones matemticas, que describen elcomportamiento de la circulacin de laatmsfera y los ocanos.

Para poder manejar estos modelos, se empleanlas supercomputadoras, cada vez ms potentes,que han ido apareciendo en los ltimos aos.

Pero la industria y la agricultura modernahan ido alterando este delicado equilibrio, alproducir dixido de carbono y otros gases queretienen el calor en la atmsfera. Laacumulacin de estos gases, incrementando elefecto de invernadero, podra constituir el origende la tendencia hacia el recalentamiento delplaneta, tal como lo predicen los resultadosnumricos de dichos modelos.

LA ENERGA EN LA ATMSFERA

Una forma apropiada para explicar losmecanismos trmicos que tienen lugar en la


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atmsfera es a travs del balance de energa.

Basndonos en las leyes de conservacin dela energa se establece que la energa que laenerga recibida por la tierra, en todas susformas, es responsable de los fenmenosatmosfricos. Esto tiene mucha similitud conlo que sucede cuando, por medio decombustible, se provee energa a un motor yste realiza su trabajo. En la Figura 2 sepuede ver un esquema de la energa solaremitida y de los flujos de energa que seoriginan posteriormente.

Prcticamente toda la energa que recibela tierra proviene del sol; una pequea

fraccin es absorbida, particularmente por

gases como el ozono y el vapor de agua. Partede la misma es reflejada nuevamente alespacio exterior, por las nubes y por la propiasuperficie terrestre, y la parte restante esabsorbida por la superficie terrestre.

Las transferencias de energa entre lasuperficie terrestre y la atmsfera seproducen de cuatro maneras: radiacin,conduccin, evaporacin y conveccin.

Por otro lado, la energa cintica, viento oaire en movimiento, es una consecuencia dela distribucin de las diferentes temperaturasobservadas dentro de la atmsfera,


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convirtiendo en calor la energa demovimiento.

La transferencia de energa calrica,desde el sol a la tierra, se efecta por mediode los procesos radiactivos. De la mismamanera, la tierra pierde su propio calor haciael espacio exterior.

ENERGA SOLAR

En esta seccin se sealar la importanciade la radiacin solar, se tratarnsomeramente sus procesos y sepuntualizarn algunos conceptos fsicosbsicos, para su mejor comprensin.

El sol no es una estrella fuera de lo comn,en lo que respecta a su tamao y brillantez.

Es una masa rotante incandescente,compuesta por gases densos, con undimetro aproximado de 1.400.000 km que,a su vez, extiende hasta una distancia devarios radios desde su superficie, una muytenue atmsfera.

El sol genera una tremenda cantidad decalor, pero la tierra intercepta menos que las2 millonsima parte de dicho total.

Las mediciones realizadas sobre la tierra,

en forma perpendicular a la radiacinincidente, arrojan un valor cercano a 8,36 J/cm 2 min. Este valor es conocido como la

constante solar.Desde los tiempos de Galileo, se sabe que

el sol no permanece inactivo, sino que seobservan sobre la superficie, erupcionesconocidas como manchas solares de formaespiralada, como corpsculos convectivos.

El nmero y la posicin de estas manchasvaran constantemente en el tiempo pero, deacuerdo con los estudios astronmicos,muestran una preferencial periodicidad dealrededor de 11 aos, entre el nmeromximo y mnimo de ocurrencia de esasmanchas. Y resulta inferior a 10 para lassituaciones de mnimo. Coincidentes conestas manchas solares, se originanperturbaciones de radiacin intermitentes, demuy corta duracin, que a su vez producenefectos notables sobre la alta atmsfera.

Segn la teora de Bethe, la energaradiada desde el sol es generada a travs

de complejos mecanismos de reaccionestermonucleares, que transforman en protones(ncleos de hidrgeno) en partculas Alfa(ncleos de helio). La capacidad del sol paraproducir esta energa de conversin de masaes de alrededor de cuatro millones detoneladas por segundo y, dado el nmero deprotones que posee disponibles, continuarcon su actividad por otros cien mil millonesde aos.

La energa radiante es transmitida de dosformas: A) en forma ondulatoria B) en formade partculas a travs del espacio.

Las segundas, tambin conocidas comoemisiones de rayos csmicos, tienen pocainfluencia en los problemas meteorolgicosque son objeto de este artculo. Por lo tantonos referimos al tratamiento de la radiacin

recibida por la atmsfera en formaondulatoria.

La naturaleza de la radiacin esdeterminada a travs de la longitud de ondao de la frecuencia, que es inversamenteproporcional a la longitud de la onda, yrepresenta la cantidad de ondas que pasanpor un mismo punto en un segundo, teniendoen cuenta que todo tipo de radiacinelectromagntica se propaga,

aproximadamente, a la velocidad de la luz. Alconjunto de longitudes de onda o defrecuencia se las denomina espectro deradiacin, que a su vez est comprendidodentro del espectro electromagntico, cuyarepresentacin se muestra en la Figura 3.

En funcin de su temperatura, todo cuerposlido, lquido o gaseoso emite radiacin; lamisma se vuelve visible slo cuando el cuerpoest incandescente. En general, los cuerposslidos y lquidos emiten radiaciones dentrode todas las gamas posibles, pero los gasessolo lo hacen en ciertas longitudes de ondamuy limitadas. Es conocido que las lmparasde vapor emiten radiacin dentro de pocas

bandas de emisin, amaril las yanaranjadas, y que la velocidad y longitud deonda de alguna de ellas se usa comoparmetro universal.

Dado un cuerpo ideal, a cada temperaturale corresponde un espectro de emisin tal

que, cuando aumenta la temperatura,aumenta la energa emitidas en todas las


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longitudes de onda, pero las ondas ms cortasson las que, proporcionalmente, msaumentan su energa. Este fenmeno sepuede ver en la Figura 4, donde se muestranlos espectros del sol (6000K) y de la tierra300 K y 250K). All se puede observar que elsol emite radiacin, preferentemente, en lasondas cortas, las denominadas visibles,mientras que la tierra lo hace en ondas largas,denominadas infrarrojas.

Pero el concepto fundamental que se debecomprender, para explicar el efectoinvernadero, es que la absorcin de laradiacin por parte de los cuerpos solamentese puede producir dentro de las mismaslongitudes de onda en que dichos cuerpospueden emitir.

Por esta razn, los gases solamente

absorben radiacin dentro de las longitudesde ondas en que pueden emitir, dejandopasar el resto. Esto hace que la atmsferasea casi transparente a la emisin de la ondacorta, que proviene del sol; pero si seincorporan gases de mayor peso molecular,

estos tienen mayor poder de absorcin endiferentes longitudes de onda.

El resultado de este proceso es una partede la radiacin solar que es absorbida por laatmsfera, otra parte es reflejada hacia elespacio exterior, otra parte es difundida atravs de la atmsfera, y la parte restantellega al suelo.

La difusin de la atmsfera se produce porla desviacin de los rayos solares, al chocarestos rayos con molculas de diferentestamaos. El celeste del cielo se debe a esteproceso que, como consecuencia f inal,tambin provoca una prdida de la energahacia el espacio exterior y una incorporacinde otra parte al suelo.

Otra consecuencia es que casi toda laradiacin ultravioleta es interceptada por la

atmsfera superior, sin llegar al suelo.Antes de alcanzar la superficie de la tierra

la energa radiante del sol se encuentra otronuevo obstculo: las nubes. Las mismas sonmuy buenas reflectoras y pobres absorbentesde energa. La reflexin en las nubes


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depende, fundamentalmente, de su espesor,de su extensin y en alguna medida, de lanaturaleza de su formacin (hielo o agualquida) como as tambin del tamao de laspartculas que la componen. En la Figura 5se muestra una distribucin porcentual de lareflexin, la absorcin y la transmisin deenerga, a travs de una nube, en funcin delespesor de la misma.

En general, la superficie de la tierra reflejala radiacin solar en forma variable,

dependiendo principalmente de la naturalezadel suelo.

El cociente entre energa incidente yenerga reflejada recibe el nombre de

albedo de la superficie en cuestin, y es unamedida muy significativa para establecer elbalance entre la radiacin recibida y la emitidapor un cuerpo. Algunos ejemplos puedenverse en la tabla I.

Del total de radiacin que proviene del sol,la superficie de la tierra absorbe alrededor


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del 47%, en general de la siguiente forma:19% directa desde el sol, el 23% despus dereflejarse por las nubes y el 5% restanteluego de difundirse por los componentes del aire.

Por otro lado las nubes, que en promediocubren el 50% de la superficie terrestre,absorben slo un 2% de la radiacin de ondacorta proveniente del sol, mientras que losgases componentes del aire, como astambin el polvo atmosfrico, lo hacenalrededor de un 17%.

Como puede asociarse, el conjunto tierra-atmsfera absorbe, en promedio, un 66% del

total de energa que proviene del sol. El resto,es decir el 34%, es perdido hacia el espacioexterior, ya reflejado por las nubes, por lapropia superficie de la tierra, o difundido porlas partculas del aire.

Por lo tanto, el albedo total del planeta,que representa la fraccin entre la energaincidente v la energa rechazada, es del 34%.

De acuerdo con las leyes ya descriptas,tambin la tierra y la atmsfera, en su

conjunto emiten una radiacin hacia el espacioexterior, pero esta vez en onda larga, ya que

lo hacen a una temperatura inferior a la deincandescencia.

Esta radiacin es parcialmentereabsorbida por los gases que componen laatmsfera, pero solamente en aquellaslongitudes de onda en las que son capacesde emitir. El oxgeno y el nitrgeno son pocoabsorbentes mientras que el vapor de agua,presente en cantidades variables, es elprincipal responsable de la absorcin yreemisin de la radiacin en onda larga encapas bajas. Otros gases capaces deabsorber energa en estas longitudes de

onda son el CO2, el metano (CH4), el ozono(O3), el monxido de carbono (CO), loscompuestos clorofluorocarbonados (CFC) yotros gases presentes en forma natural enla atmsfera (ver Tabla II). Sin embargo, haylongitudes de onda para las cuales no haygases capaces de absorber la radiacin.Dichas longitudes de onda constituyen lasdenominadas ventanas de radiacin, atravs de las cuales se enfra la tierra.

La preeminencia de un proceso radiactivosobre el otro determina la existencia de flujos


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de calor, desde un nivel a otro, o desde unaregin a otra, de forma tal que estetransporte de energa est directamenterelacionada con la dinmica de losmovimientos atmosfricos.

BALANCE DE ENERGA CALRICA EN LATIERRA

Para finalizar con toda la descripcin previaal tema principal de este boletn, se presentaun balance calrico simplificado que intentaexplicar el llamado efecto de invernadero. Eneste caso, se ve que es producido nicamentepor efectos naturales, comprobados a travsde las leyes del equilibrio de radiacin y de laconservacin de la energa.

A lo largo de la historia geolgica, lapresencia de los glaciares en latitudes mediassugiri que el clima de la tierra haba sufridoprofundos cambios, los cuales podran estarasociados a largos perodos de falta debalance entre las cantidades de energaincidente y saliente sobre la tierra. Sinembargo, durante considerables perodos detiempo (cientos o miles de aos) los estudiosrealizados han demostrado que la

temperatura de la tierra ha permanecido, enpromedio esencialmente constante. Estoindicara a grandes rasgos que se estableceun balance calrico entre la tierra y el espacioque la circunda. Es decir, que la cantidad totalde energa solar que es absorbida por la tierradebe ser re-irradiada al espacio exterior.

Sin insistir con mayor profundidad encuanto al balance calrico, pero analizandolas respectivas emisiones dentro de la zonadel espectro correspondiente a las ondaslargas, podemos fijar la atencin en elintercambio trmico entre el aire circundantey la superficie de la tierra. Estos valores son:2,22 J/cm2 desde el aire hacia el suelo 2,38J/cm2 en sentido inverso, lo que representaun pequeo imbalance. Pero a su vez, estosvalores superan, ampliamente, la cantidad de1,00 J/cm2 de energa solar en onda cortaabsorbida por la misma tierra.

Esto indica que los valores trmicos, tanto

los del suelo como los del aire prximo almismo, son sensiblemente superiores a la

temperatura necesaria para asegurar unequilibrio entre la absorcin de radiacin enonda corta y la emisin en onda larga. Estoexplica el llamado Techo o Manta quepresenta la atmsfera, actuando comoprotector de sus capas bajas y de la superficieterrestre, justificando un mayor calentamientoque si la atmsfera no existiera.

En este episodio, los principales actoresson dos gases: el vapor de agua y el dixidode carbono, y lo hacen absorbiendo calor ycalentando a la tierra, de esa forma, porencima de lo prescripto por el balance trmico.Como se pudo ver en los prrafos anteriores,excepto en las zonas de las ventanasatmosfricas, estos gases bloquean elescape directo hacia el espacio, en la partedel infrarrojo de la radiacin emitida por la tierra.

Este comportamiento de retencin delcalor por parte de la atmsfera es anlogo alo que sucede en un invernadero o

invernculo, de vidrio o plstico, que no dejaescapar por sus paredes y techo el calorrecibido desde el sol. Por esta razn, entreotras, el contenido de humedad en laatmsfera es el principal gestor del conocido

Efecto Invernadero. Esto mismo puedecorroborarse, inmediatamente, comparando

el rpido enfriamiento registrado en lasregiones desrticas durante la noche, cuandoel aire es esencialmente seco; frente al casode las regiones costeras, en que predominael aire con alto contenido de humedad ydonde la temperatura experimenta un menordescenso.

En conclusin, el significado del efectoinvernadero en la atmsfera se traduce en latemperatura observada en la superficieterrestre que es, en promedio, alrededor de15 grados Celsius, mientras que latemperatura promedio del planeta sera desolamente 25 grados Celsius bajo cero, si noexistiera la atmsfera.

ACCIN DEL HOMBRE SOBRE EL EFECTODE INVERNADERO

Los fenmenos naturales sobre la

absorcin de energa en la atmsfera, lascaractersticas que poseen los componentes



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del aire atmosfrico, las propiedades del sueloterrestre, como as tambin el balanceradioactivo observado entre la energaemitida por el sol, la fraccin reflejada por lasnubes, los procesos de difusin reflejada porlas nubes, los procesos de difusin molecular,la parte absorbida por la tierra y la partereflejada por la misma en toda la gama delespectro electromagntico han sidodescriptos exhaustivamente en los prrafosiniciales de este boletn.

Se ha procurado enfatizar, all, el hecho deque el efecto de invernadero ejerce suinfluencia como moderador del clima delplaneta, haciendo posible la vida vegetal yanimal a travs del equilibrio ecolgico queconocemos. Adems, se debe notar que, atravs de las eras geolgicas, ciertas

manifestaciones graduales pudieron haberalterado los valores promedio de latemperatura, en pequea escala, sin que sehayan registrado, hasta los comienzos de laera llamada de la Industrializacin, bruscasalteraciones en los niveles de glaciacin,altura de los ocanos y mares, regmenes deprecipitacin extremos (desedificacin dereas, inundaciones de otras), etc. A partirde entonces la accin del hombre ha hecho

notar su influencia decididamente, con elaporte indiscriminado de sustanciascontaminantes que produjeron modificacionesen la constitucin del aire atmosfrico, de talforma que en la actualidad, se llega aelevados niveles de concentracin de dixido

de carbono (CO2), ozono (O3), metano (CH4),xido nitroso (N2O), compuestosclorofluorocarbonados (CFC) y demscompuestos del azufre.

Es de destacar que todos estoscomponentes, adems de tenercaractersticas fuertemente txicas, producenefectos directos sobre la absorcin deradiacin, especialmente en onda larga. Ental sentido, actan constantemente sobre latemperatura del aire, produciendo unaumento del efecto invernadero que ya sehallaba presente, en forma natural y artificial,por el ya considerado aumento del CO2. Deeste modo, se origina una tasa de incrementoglobal de temperatura muy superior a la queha sido observada a travs de los siglos.

Por su mayor concentracin, la sustancia

ms importante con relacin al efecto deinvernadero es el CO2. Dicho gas estcontenido en la atmsfera, en promedio, enunas 300 partes por milln en volumen. Supresencia se incrementa considerablementeen las regiones industriales.

As como el agua tiene su ciclo hidrolgico;el CO2 participa de un denominado ciclo decarbono. Del mismo modo que con el agua ensu ciclo, la principal reserva de carbono se

encuentra en los ocanos, en forma decarbonatos.El ocano intercambia carbono con la

atmsfera y sta, a su vez, lo hace con labiosfera, en forma tal que la combustinproduce un flujo de carbono, en forma de CO2,



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del suelo hacia la atmsfera, mientras que elproceso de fotosntesis produce un flujo enel sentido contrario. Un aumento de la talade bosques tiene como consecuencia,entonces, un aumento de CO2 en laatmsfera.

Sin embargo, este proceso puede sercontrabalanceado por un aumento de loscultivos y por la forestacin y, adems, poruna natural y lenta absorcin del excedentede carbono por parte de los ocanos. Encambio, el empleo masivo, en el trmino depocas dcadas, de los combustibles fsilesque se han acumulado a lo largo de millonesde aos en el subsuelo terrestre, traeaparejado un desbalance muy marcado. Sucombustin masiva produce un excedente queno puede ser absorbido en tan poco tiempo

por los ocanos. Se necesitaran siglos y, enconsecuencia, quedar en la atmsferaincrementando su concentracin.

El efecto fsico del CO2 sobre la radiacinse traduce en que, dentro del espectro deradiacin emitida por la tierra en onda larga,existen las ya mencionadas ventanasradiactivas, es decir regiones del espectropara cuyas longitudes de onda el vapor deagua no la captura en forma natural, o sea

que se permite su pasaje hacia el exterior,sin hacer sentir su efecto sobre elinvernadero. El CO2participa parcialmente enla absorcin, precisamente dentro de dichaslongitudes de onda, incrementando de esamanera el efecto de invernadero. Dicho efectoobviamente se acenta si se incrementa lacantidad de CO2 en la atmsfera.

Esto lleva a poder establecer, de acuerdoal comportamiento de los modelos fsicos-matemticos de simulacin del clima,modificaciones sustanciales a la escalaglobales en los parmetros meteorolgicosms sensibles, como ser: precipitacin,tempestades y fenmenos extremadamenteseveros como no se haban registradosanteriormente. Ello se debe a que lasvariaciones trmicas conducen a alteracionesen la circulacin general de la atmsfera,desplazando sistemas bricos, aumentandoo debilitando gradientes trmicos o bricos y

modificando transportes horizontales dehumedad y calor.

LOS PRIMEROS SNTOMAS

Por lo tanto, a menos que resulte posiblelograr una reduccin drstica en las emisionesde dixido de carbono y de los otros gasesde invernadero, la correspondientecapacidad para atrapar al calor habr designificar un aumento, progresivo pero ya hoyapreciable, en la temperatura de la Tierra.

Para constatar que esto est sucediendoefectivamente, basta con algunos datosmundiales muy recientes (1988), que indicanuna tendencia neta por encima de las lgicasfluctuaciones estadsticas.

En Europa el ao 1988 fue, en general,ms caliente en promedio en casi todo elcontinente, aunque el incremento detemperatura no fue muy signif icativo,

superando +1 C en Europa Central, conpequeos desvos negativos en Escandinaviay la regin Balcnica.

Otro tanto ocurri en la mayor parte deAsia, por tercer ao consecutivo, salvo enproximidades del rtico.

En Oceana, comprendida Australia, seobserv un continuo aumento de lastemperaturas medias desde 1985, condesvos superiores a +1 C.

Con respecto al continente africano,incluyendo las islas adyacentes, los datosdisponibles tambin indican un calentamientosostenido desde 1985.

Otro tanto ocurri en Amrica del Norte,donde se suceden las anomalas positivasdesde 1986, con valores que superan los +2C en Alaska, aunque hubo registros negativosaislados en Labrador y Texas.

Amrica del Sur, en forma similar a otrasregiones del Hemisferio Sur, tambin resultser ms caliente, igualmente desde el ao1985. Sin embargo hubieron desvosnegativos en el este de la Repblica Argentinay en el sur de Brasil, como reflejo del inviernofro que afect a esta regin durante 1986.En la Tabla III se presenta un cuadrocomparativo de temperaturas mximasmedias, para la Repblica Argentina, entre elperodo 1951-1980 y el verano de 1988/1989.

Tambin se ha informado sobre los valoresde precipitacin, destacndose dficit en el



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Mediterrneo, China, Estados Unidos y en lasregiones centrales de la Repblica Argentina,as como en Chile y el sur del Brasil, atribuiblesal recordado invierno seco de 1988. Losincrementos ms importantes afectaron, encambio a Oceana, Asia y regiones aisladasde frica y, en Amrica del Sur, a su regincentral y las costas caribeas.

El calentamiento registrado en lasdiferentes partes del globo nos muestra unpanorama que est, en principio, de acuerdo,con las predicciones que establecen los

modelos climticos desarrollados en losgrandes Centros Meteorolgicos Mundiales yque, en base al sostenido aumento de dixidode carbono y de otros gases atmosfricos,determinan un futuro recalentamiento, de laatmsfera de hasta +5 C, as como unaredistribucin de la precipitacin, tal que lasreas tropicales con lluvias abundantestendran mayores incrementos, las regionessubtropicales secas se extenderan hasta lospolos y se registrara ms lluvia o nieve enlas regiones subsolares.



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UN FENMENO COMPLEMENTARIO: LADESFORESTACIN

Sin duda, la emisin de CO2 ha aumentadoconsiderablemente a partir del consumo decombustibles fsiles como fuentes de energa,pero la creciente accin de deforestacin,principalmente en las regiones subtropicales,no le queda en zaga. Esta accin,

primitivamente realizada en los bosques delatitudes medias y actualmente extendida a

las selvas tropicales, tiene un efecto adicionalal de su combustin y es el de modificar elalbedo terrestre, alterando el balanceregional de calor, en forma tal que sefortalecen los movimientos descendentes delaire. De ese modo, se impide el desarrollo denubes convectivas en la regin y secontribuye a su desertificacin. Esta sera unade las causas que determinan el avance del

desierto del Sahara, en la regin del Sahel, arazn de algunas centenas de metros por



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ao. Otro ejemplo muy crtico de esto es el

caso de Madagascar, donde ya se ha perdidoel 90% de la vegetacin original.Es de hacer notar, en cambio, que el

aumento de cultivos y la forestacin impuestapor el hombre tiene un efecto inverso, tantoen la modificacin del albedo como en laabsorcin del CO2 por parte de los mismos.

Como ilustracin, se puede ver en laFigura 7 la marcha de los registros deproduccin de CO2a partir de la combustinde petrleo fsil, considerando la evolucinentre los aos 1860 y 1985. Lo msdestacable reside en el hecho que, desde1860 hasta 1930, la produccin de CO 2aument gradualmente entre 0 y 100 millonesde toneladas por ao, en tanto que entre1930 y 1960, se duplic la cantidad de emisiny ms significativo an, entre 1960 y 1985 elincremento registrado implica pasar dealrededor de 200 millones a superar los 500millones de toneladas por ao. La Figura 8

muestra la concentracin de CO2 en partespor 1 milln de volumen de aire, en medida

en el observatorio de MAUNA LOA (Hawai),

para el perodo 19581985. El rasgo msdestacable se presenta en que laconcentracin creci en un 25%, de 280 a 350partes por milln, en volumen, coincidiendocon la revolucin industrial desatada a partirde los fines de la dcada del 50. Los estudiosrealizados a travs de modelos de simulacinhan sealado que, de continuar con elincremento de la emisin de CO2, la cantidadde partes de contaminante por parte devolumen podra llegar acrecer hasta valoresde entre 500 y 700 para los alrededores delao 2050, valores estos tan altos como nohaban sido observados antes en miles deaos.

PERSPECTIVAS

Como los niveles de dixido de carbonoson ahora un 25% ms elevados que en 1860,

y se espera que la tendencia creciente semantenga durante las siguientes dcadas, a



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mediados del prximo siglo el calentamientoresultante podra elevar la temperaturaterrestre entre 1,5 y 4,5 grados Celsius, algoequivalente al aumento total desde el finaldel ltimo perodo glacial.

Las consecuencias de un incremento comoeste podran ser catastrficas, ya que lasmodificaciones de los patrones climticosproduciran sequas en las reas frtiles ylluvias sobre los desiertos. Con elescurrimiento del agua de los glaciares, alderretirse estos, por la mayor temperatura,y debido tambin a la expansin trmica delas aguas marinas, el nivel de los ocanospodra llegar a crecer hasta unos dos metrospor encima de su cota actual.

En la Figura 9se puede ver la situacinque se presenta, considerando tres

evaluaciones diferentes como resultados desimulaciones sobre la velocidad del cambiode temperatura esperado o pronosticadopara las prximas dcadas, en funcin delas emisiones de gases que contribuyen alefecto invernadero (Ver Figuras 10, 11 y12).

En este orden de consideraciones,evaluando los resultados indicados por losmodelos se supone que pueden esperarsegrandes incrementos en la temperaturadurante los inviernos en las regiones de altaslatitudes en el hemisferio norte, con valorespromedio que pueden superar los 5 grados.Este incremento representa entre 2 y 2 vecesy medio, los valores estimados para elcalentamiento global medio anual. Esto podraconducir, como hemos dicho antes a unprogresivo derretimiento de los casquetespolares, as como de otras regiones delplaneta. Como consecuencia de ello se esperaun aumento, en promedio, de alrededor de1,5 m en el nivel medio del mar. Esto severificara an si no aumentara ms la tasaanual de emisin de gases contaminantes

por efecto invernadero.En cuanto a la precipitacin, es ms difcil

pronosticar cambios a escala regional pero,a partir de los resultados de los modelos, sepuede estimar que tendremos inviernos conmayor precipitacin en las altas latitudes,intensif icacin de lluvias en las reas



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normalmente lluviosas de bajas latitudes ytal vez, un decrecimiento en lasprecipitaciones de verano en latitudes medias.

Ahora bien, todo esto puede aparecer muyhipottico, como una extrapolacinsumamente audaz a partir de la evidenciaexistente, pero lo ms grave es, justamente,nuestra incapacidad para poder predecir losresultados exactos, a mediano plazo, dichode otro modo: estamos alterando nuestromedio ambiente mucho ms rpido quenuestra capacidad real para medir lasconsecuencias!.

Las respuestas al cambio de clima

En el umbral del siglo XXI, la humanidadse enfrenta con una decisin sumamente

trascendente. Se trata de la opcin entre elmayor bienestar material posible, a cortoplazo, o bien un desarrollo ms moderadopero racional, uno que tenga en cuenta cualhabr de ser la calidad de vida de lasgeneraciones futuras sobre el planeta.

Frente a esta eleccin tan dramtica,muchos de los pases desarrollados handecidido replantear sus respectivas hiptesisde crecimiento, acordando la necesidad de

establecer estrategias comunes para hacerfrente al problema de la variabilidad climtica.Ahora bien, el actual reconocimiento

generalizado no ha sido casual, sino queconstituye el fruto de una labor incesante,durante los ltimos aos, por parte de losOrganismos Internacionales competentes enla materia, como ser el Programa de lasNaciones Unidas para el Medio Ambiente(PNUMA), la Organizacin de las NacionesUnidas para la Educacin, la Ciencia y laCultura (UNESCO), el Consejo Internacionalde Uniones Cientf icas (CIUC) y, muyespecialmente, la Organizacin MeteorolgicaMundial (OMM).

Las posibles estrategias para responderal cambio de clima se clasifican en doscategoras: las estrategias de adaptacin,con miras a reducir las consecuencias de dichocambio, y las estrategias de limitacin,encaminadas a controlar o a detener el

aumento de las concentraciones de gases deefecto de invernadero en la atmsfera.

Si bien cualquier respuesta del hombre, aldesafo que constituye la variabilidadclimtica, deber asentarse en ambas clasesde estrategias, resulta claro que lasestrategias de limitacin habrn de requerirla adopcin, a nivel gubernamental, demedidas de carcter eminentemente poltico.

Es por ello que en aos recientes se hanido agregando, a las reunionesmultidisciplinaras de evaluacin cientfica,otra clase de encuentros, a saber, los defuncionarios gubernamentalesespecficamente responsables de regular yejecutar las polticas ambientales de losEstados.

Como mucho se ha dicho y escrito sobreeste tema, a menudo de manera bastantecontradictoria, parece conveniente concluir el

presente informe con una brevsima reseahistrica y un resumen de los esfuerzos encurso, a nivel internacional, tendientes a laproteccin de la atmsfera y los recursos denuestra madre Tierra.

En casi todos estos emprendimientos, lafuerza motriz ha sido el permanente accionarde la Organizacin Meteorolgica Mundial.

Un poco de historia

En 1975, atendiendo a una peticinformulada por la Asamblea General de la ONUy por otros Organismos Especializados, elSptimo Congreso Mundial adopt suResolucin Cambio Climtico. En la mismase peda que se examinaran las eventualespruebas disponibles sobre la posibilidad dealgn cambio climtico.

La primera evidencia fue anunciadadurante el Coloquio de la OMM sobreFluctuaciones Climticas a Largo Plazo,celebrado en agosto de 1975, frente a laspruebas primarias disponibles, se decidi quese justificara un estudio ms detallado.

Por tal motivo, en febrero de 1979 la OMMorganiz la (Primera) Conferencia Mundialsobre el Clima, en colaboracin con otrosOrganismos Internacionales. En dicha reuninqued definitivamente reconocida lanecesidad de un Programa Mundial sobre el

Clima (PMC), tendientes al logro de la mayorcomprensin posible acerca de los efectos de



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las actividades humanas sobre el clima de laTierra.

Poco despus, en mayo de 1979, el OctavoCongreso Meteorolgico Mundial estableciformalmente el referido Programa Mundialsobre el Clima. Desde entonces, dichoPrograma ha aportado la necesariainfraestructura internacional, para concretardatos climticos y las correspondientesaplicaciones, para estudiar los impactos delclima y para realizar investigacin bsicasobre el tema.

En consecuencia, el PMC qued integradopor cuatro componentes, a saber, los datos,las aplicaciones, los estudios de impacto yla investigacin.La OMM qued a cargo dela coordinacin general del PMC y,especficamente, de los componentes de

datos y de aplicaciones. El PNUMA, a su vez,tom a su cargo la ejecucin del componentede investigacin, la responsabilidadcorrespondiente les fue asignada, en formaconjunta, al CIUC y a la OMM.

En resumen los cuatro elementos delPrograma Mundial sobre el Clima son lossiguientes:

Programa Mundial de Datos Climticos(OMM)

Programa Mundial de AplicacionesClimticas (OMM) Programa Mundial de Estudios del

Impacto del Clima (PNUMA) Programa Mundial de Investigaciones

Climticas (CIUC/OMM)

En este contexto se debe mencionar,tambin, otro programa fundamental de laOMM: el Programa de Investigacin y Controlde la Contaminacin del medio ambiente.Dicho programa constituye una parte delPrograma de Investigacin y Desarrollo, ypermite suministrar cierta informacincontinua muy valiosa para que se puedaevaluar, por medio del PMC, cualquiereventual cambio climtico. Sus componentesesenciales son:

La Red de Estaciones de Control de laContaminacin General del Aire (BAPMoN),integrada por unas 100 estaciones que miden

en todo el mundo, tanto los gases deinvernadero como los aerosoles atmosfricos

El Sistema Mundial de Observacionesdel Ozono (SMOO3), integrado por unas 140estaciones que miden, en todo el mundo,la distribucin del ozono atmosfrico y susvariaciones. Gracias a estos datos se handescubierto la disminucin del ozono en losltimos dos decenios y el agotamiento delozono, en la Antrt ica, durante laprimavera.

En el ao 1985, el PNUMA, el CIUC y laOMM organizaron la Conferencia sobre CambioClimtico y los Gases de Efecto deinvernadero, l levada a cabo en Villach(Austria). Dicha Conferencia se considera,actualmente, un hito en razn de suDeclaracin Consensuada, que fue elaboradapor la comunidad cientfica internacional, con

relacin a la probable magnitud delcalentamiento global y sus repercusiones. Laconferencia realiz un llamamiento, a losGobiernos, a efectos que estos adoptennuevas polticas en cuanto a la conservacinde energa, la utilizacin de combustiblesfsiles y la emisin de ciertos gases.

El Dcimo Congreso Meteorolgico Mundial(Ginebra, mayo de 1987) refrend lo actuadohasta entonces, reconoci la necesidad de

una Segunda Conferencia Mundial sobre elClima y acord la ejecucin de nuevosemprendimientos conjuntos con el PNUMA. Deesta manera surgi en 1988, el GrupoIntergubernamental de Expertos OMM/PNUMAsobre el Cambio Climtico. Mediante estenuevo rgano, establecido por el SecretarioGeneral de la OMM y por la directora Ejecutivodel PNUDA, la tarea de evaluar la comprensincientfica del cambio climtico pasa a ser denivel intergubernamental.

Como consecuencia de dicho acuerdo, sehan establecido tres Grupos de Trabajo, asaber:

El Grupo I (Ciencias) para estudiar lasituacin de los conocimientos cientficossobre el cambio climtico, en especial larespuesta al aumento de los gases de efectoinvernadero.

El Grupo II (Impactos) sobre lasrepercusiones medioambientales y

socioeconmicos del cambio climtico y elaumento correlativo del nivel del mar.



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El Grupo III (Poltica) sobre estrategiasde respuesta, nacionales e internacionales.

La primera reunin del GrupoIntergubernamental de Expertos sobre elcambio climtico tuvo lugar en Ginebra(Suiza), en 1988, y la segunda se realiz enNairobi (Kenia) durante el ao 1989. Latercera reunin se llevara a cabo en mayode 1990 como fecha lmite para finalizar laprimera evaluacin del tema del cambioclimtico. Con los resultados de dichaevaluacin, se presentar un informe a laSegunda Conferencia Mundial sobre el Clima,en el mes de noviembre de 1990 (Ginebra Suiza).

Durante esa Segunda ConferenciaMundial sobre el Cl ima habrn de ser

evaluados, a nivel Ministerial, las opcionespolt icas para hacer frente al cambioclimtico. Las finalidades esenciales de laConferencia sern las siguientes:

Despertar la conciencia sobre el impactosocioeconmico del clima del clima y sobrelas ventajas que se derivan de lasaplicaciones de la informacin climtica

Evaluar el estado actual de losconocimientos sobre cuestiones relativas al

cambio climtico y los gases de efectoinvernadero, las necesidades relativas a lacontinuacin de la actividad cientfica y susrepercusiones para la poltica pblica.

Al margen de la brevs ima sntesis,histrica que acabamos de efectuar, relativaa las acciones que han emprendido la OMMy los otros Organismos Internacionales,tendientes a promover respuestas concretasy eficaces frente al grave problema de lavariabilidad climtica, se deben mencionartambin otros dos eventos fundamentales,muy recientes, que han contribuido en igualsentido.

En junio de 1988 se celebr en Toronto,Canad, la Conferencia Mundial sobre laVariabilidad Atmosfrica y sus Implicanciaspara la Seguridad Mundial, donde se realizun llamado a los Gobiernos, a las NacionesUnidas y sus Organismos Especializados, a

la industria, individuos y a las Organizacionesno gubernamentales, para que estos

adopten acciones especficas tendientes asuperar la inminente crisis causada por lacontaminacin de la atmsfera.

Asimismo, en marzo de 1989, se reunieronen la Haya (Holanda) los Jefes de Estado de24 medianas potencias de todos loscontinentes. En esa reunin se discutieronlos medios para acelerar la accininternacional encaminada a proteger laatmsfera frente a la contaminacin crecientey, en particular, las medidas para abordar elproblema de los gases que provocan elefecto de invernadero y el cambio climtico.

En el ao 1995 se estableci el Protocolode Kyoto, refrendado, en un primer momentopor una gran cantidad de pases, pero noas por las principales potencias industrialesa nivel mundial que no se mostraban

dispuestas a abordar cambios en sustecnologas de produccin implicando fuertesinversiones y formas de trabajo.

En este contexto, hacemos ver quenuestro pas fue anfitrin de dos de lasreuniones de las Partes como se las conoceen los aos 1998 y 2004.

Tal vez la potencia ms grande eimportante en materia industrial y podero,como lo es los Estados Unidos de Norte

Amrica, no se ha adherido, a la fecha, alProtocolo de referencia. La comunidadespera preocupada que esa nacincomprenda lo grave de esta s ituacinmundial y acepte suscribirse a lascondiciones establecidas en el Protocolo encuanto a las cotas de emisiones desustancias contaminantes y o de efectoinvernadero a la atmsfera con el fin de evitarque las consecuencias por el calentamientoextra que se observa, produzca fenmenosnaturales de tal intensidad capaces dedestruir las formas de vida conocida sobrenuestro planeta, tierra.

CONCLUSIONES

El problema con que se enfrenta lahumanidad, en cuanto se refiere al cambioclimtico, presenta tres caractersticas

esenciales: se trata de un problema vital,urgente y mundial. Es vital, porque afecta



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la vida misma en este planeta; es urgente,porque cada da de demora incrementa losriesgos de un dao irreversible; y es mundial,porque ser intil cualquier estrategia derespuesta que solo contemple la participacinde una parte de los pases del mundo.

Es cierto que los daos ms importanteshan sido ocasionados, justamente, por lospases de mayores recursos y estos debernafrontar los mayores gastos y realizaresfuerzos ms importantes, para adecuarsus estructuras socioeconmicas a lasimperativas limitaciones que demandar aesta nueva realidad. Sin embargo, los pasesen vas de desarrol lo mal puedendesentenderse del problema, ya que lasconsecuencias del cambio climtico afectarna todaslas naciones, sin distincin del grado

en que hayan contribuido, o no, a gestardicho estado de cosas. Por el contrario, lospases ms pobres son, justamente, los quemenos posibil idades tendrn de podermovilizar recursos extraordinarios y adoptarmedidas de emergencia, ante los eventualesdesastres naturales resultantes del cambiocl imtico (estrategias de adaptacin),mientras que debern sobreponerobstculos adicionales en el camino de su

propio desarrollo tecnolgico (estrategias delimitacin).Durante las ltimas dcadas, la comunidad

cientfica internacional ha asistido, conpreocupacin, aun manejo negligente ydaino del medio ambiente. Obsesionados,posiblemente, por el riesgo de una rpidaconflagracin nuclear, los estratos dirigentesde los principales pases han sido ciegos antela amenaza de otros cataclismos de origenhumano, ms graduales pero igualmentedestructivos. El efecto invernadero constituye

solo un ejemplo de una situacin general, yaque la misma imprudencia se observa, hastaahora, frente a la destruccin indiscriminadade los bosques, el envenenamiento de laatmsfera, la depredacin ictcola o lacreciente desertificacin, para citar soloalgunos ejemplos bien conocidos.

Afortunadamente, hoy se percibe quedicha situacin est cambiando. Sin perjuiciodel dao que ha sido hecho, o del queseguramente se seguir produciendo durantealgn tiempo, por lo menos ya se estadmitiendo la necesidad de hacer algo, alrespecto, a nivel de los gobiernos de losprincipales pases del mundo. Los OrganismosEspecializados de las Naciones Unidas hanlogrado, finalmente, hacer reconocer elproblema por parte de los rganos de

conduccin poltica de los Estados Miembros.En tal sentido, la Asamblea General de la

Naciones Unidas ha adoptado, en 1988, suResolucin 43/53 sobre la Proteccin del Climadel Globo, que reconoce a la variabilidadclimtica como motivo de preocupacin paratoda la humanidad. Es de esperar que nosea demasiado tarde!.

A partir de su establecimiento en 1951como Organismo Especializado de las

Naciones Unidas, la OMM ha tenido, en laobservacin y concentracin de datos sobreel clima, una de sus principales tareas. Siactualmente comprendemos mejor lavariabilidad climtica esto se debe, ante todo,a los programas de la OMM sobre el clima y ala participacin de sus 160 Estados yTerritorios Miembros, que siguen aportandosus respectivas contribuciones a losfundamentos cientficos sobre los que reposala elaboracin de las correspondientesestrategias de respuesta.

smn_calentamiento_unidad_2.pdf

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