Unidad 1 – El Sistema Climático

Unidad 1 – El Sistema Climático
1. Introducción
La clave para entender el cambio climático es comprender primero qué es el
clima y cómo funciona. Este es el propósito de la primer unidad.
El sistema climático global es una consecuencia de una conexión entre la
atmósfera, los océanos, las capas de hielo (criosfera), los organismos vivos
(biosfera), los sedimentos y rocas (geosfera). Solo considerando al sistema
climático en estos términos es posible entender el flujo y los ciclos de
energía y materia en la atmósfera y comprender qué es requerido para
investigar las causas y efectos del cambio climático.
Habiendo enfatizado la interconectividad de los elementos que componen el
sistema climático, parece entonces inapropiado dividir una discusión sobre
el mismo en secciones separadas, en donde cada una trate de una distinta
componente del sistema. Sin embargo, sin esta racionalización tal discusión
resultaría muy dificultosa, a la luz de la gran complejidad del sistema
climático. Comenzaremos entonces tratando la atmósfera, y su balance de
energía o ciclo de energía, el balance que en definitiva controla el clima
global. Luego de esto se introducirán las otras componentes del sistema
climático (los océanos, la criosfera, la biosfera y la geosfera) mostrando
como cada una influye el balance de energía atmosférico.
2. La atmósfera, su composición, estructura vertical
La atmósfera es una mezcla de diferentes gases y aerosoles (partículas
sólidas y líquidas suspendidas) colectivamente conocido como aire que
envuelve la tierra, formando un sistema (climático) ambiental integrado con
todas las componentes de la tierra. La atmósfera proporciona varias
funciones, nada menos que sustentar la vida. De primer interés para una
discusión del cambio climático, sin embargo, es su capacidad para controlar
el balance de energía de la tierra. Para comprender este proceso, será
necesario estudiar en más detalle la composición de la atmósfera.
2.1 Composición de la atmósfera
Vamos a considerar primero a los gases de la atmósfera. La Tabla 1.1
ilustra la composición gaseosa promedio del aire seco por debajo de los
25km de altura. Aunque se han detectado oligoelementos (elementos
químicos en muy pequeñas proporciones) bien fuera en el espacio, 99% de
la masa de la atmósfera yace por debajo de unos 25 a 30km de altura,
mientras que el 50% está concentrado en los 5km más bajos (menor altura
que la de Monte Everest).
1

Tabla 1.1. Composición media de la atmósfera debajo de 25km
Componente
Abreviatura
química
% Volumen
(aire seco)
Nitrógeno N2 78.08
Oxigeno O2 20.98
Argón ‡
Ar 0.93
Dióxido de Carbono CO2 0.035
Neón ‡
Ne 0.0018
Helio ‡
He 0.0005
Hidrogeno H 0.00006
Kriptón ‡
Kr 0.0011
Xenón ‡
Xe 0.00009
Metano CH4 0.0017
Ozono †
0.00006
† Estrictamente hablando, la concentración de ozono en la atmósfera es variable.
‡ Gases inertes.
Esta mezcla gaseosa permanece en una composición increíblemente
uniforme, y es el resultado de procesos de reciclado biogeoquímicos y
mezclamiento turbulento en la atmósfera. Los dos gases más abundantes
son el nitrógeno (78% en volumen) y el oxígeno (21% en volumen) y en
conjunto completan más del 99% de la baja atmósfera. No hay evidencias
que los niveles relativos de estos dos gases estén cambiando
significativamente en el tiempo.
A pesar de su relativa escasez, los llamados gases invernadero juegan un
importante papel en la regulación del balance de energía de la tierra.
2.1.1 Dióxido de carbono
El dióxido de carbono (CO2) el más importante de estos gases de “poca
importancia”, está involucrado en un complejo ciclo global (ver sección
6.4.1). Es liberado desde el interior de la tierra vía erupciones volcánicas y
por respiración, procesos del suelo, combustión de componentes de carbono
y la evaporación oceánica. A la inversa, es disuelto en los océanos y
consumido durante la fotosíntesis de las plantas. En la actualidad, hay 359
partes por millón en volumen (ppmv) de CO2 en la atmósfera, una
concentración que está continuamente elevándose debido a las emisiones
antropogénicas a partir de la combustión de combustibles fósiles y los
bosques. Las implicaciones de esto se discutirán en la unidad 6.
2.1.2 Metano
El metano (CH4) es otro gas invernadero y se produce principalmente por
procesos anaeróbicos (deficientes de oxígeno) tales como el cultivo de arroz
2
O3

anegado o la digestión animal. Es destruido en la atmósfera baja
(troposfera) por reacciones con radicales hidroxilo (OH):
CH4 + OH → CH3 + H2O
Como el CO2, su concentración en la atmósfera está aumentando debido a
las actividades antropogénicas tales como las prácticas agrícolas y los
vertederos de basuras.
2.1.3 Óxido nitroso
El óxido nitroso (N2O) es producido por mecanismos biológicos en los
océanos y los suelos y por medios antropogénicos incluyendo la combustión
industrial, el escape de vehículos, la combustión de biomasa y el uso de
fertilizantes químicos. Se destruye por reacciones fotoquímicas (que
involucran la luz solar) en la alta atmósfera (estratosfera).
2.1.4 Ozono
El Ozono (O3) en la estratosfera quita mediante filtrado la radiación
ultravioleta dañina del Sol, y protege la vida de la tierna. Recientemente, ha
habido temores de la destrucción de la capa de ozono, principalmente sobre
la Antártida, y luego en forma creciente sobre las regiones Árticas. La
concentración de O3 en la atmósfera no es uniforme, a diferencia de otros
oligoelementos, sino que varía de acuerdo a la altitud. El O3 es formado
durante una reacción fotoquímica que involucra la radiación solar
ultravioleta, una molécula de oxígeno y un átomo de oxígeno,
O2 + O + M → O3 + M
Donde M representa el balance de energía y momento suministrado por la
colisión con un tercer átomo o molécula, por ejemplo óxidos de nitrógeno
(NOx). La destrucción del O3 involucra la recombinación con oxígeno
atómico, vía el efecto catalítico de agente tales como radicales OH, NOx y
radicales de cloro (Cl, ClO). La concentración de O3 está determinada por
equilibrio delicadamente balanceado entre la formación y destrucción
natural. Debido a que la tasas de reacción relativa de formación y
destrucción varían con la temperatura y la presión, en consecuencia las
concentraciones de O3 varían con la altitud. La mayoría del ozono se
encuentra en una capa entre 15 a 35Km de altura (ver Figura 1.1) donde
las tasas de reacción relativas de formación y tasas de destrucción son más
conducentes a la formación del O3. El temor actual acerca del debilitamiento
del ozono es debido al incremento en la cantidad de agentes (tales como el
Cl) en la atmósfera que aumentan la tasa de destrucción de O3, afectando el
delicado equilibrio existente.
3

2.1.5 Halocarbonos
Figura 1.1. La estructura vertical en la atmósfera
Los halocarbonos son compuestos que contienen carbono, halógenos tal
como el cloro, bromo flúor y algunas veces hidrógeno. Pueden ser
completamente antropogénicos, tal como los CFCs o pueden tener fuentes
naturales, como alguno de los metilhalógenos (ver sección 6.4.4).
Los clorofluorocarbonos (CFCs) son enteramente producidos
antropogénicamente por propelentes de aerosoles, refrigerantes de
heladeras y aire acondicionadores. Son compuestos de moléculas de
carbón, cloro y flúor. Los CFCs son destruidos lentamente por reacciones
fotoquímicas en la alta atmósfera (estratosfera). Los CFCs estuvieron
ausentes de la atmósfera antes de la década de 1930, pero en el último
medio siglo, sus concentraciones han aumentado constantemente. Aunque
sus concentraciones son medidas en partes por trillón (en volumen) son
vistos como una amenaza significativa al calentamiento global futuro.
Poseen largos tiempos de vida atmosféricos medidos en décadas a siglos, y
molécula por molécula, son miles de veces más intensos como gas
invernadero que el CO2 (IPCC). Los halones son especies antropogénicas
similares pero contienen bromo en lugar de cloro.
2.1.6 Otros oligoelementos
Además de estos gases, el vapor de agua (H2O) es un componente
atmosférico vital, promediando el 1% en volumen, con variaciones
significativas tanto en las escalas espaciales como temporales. Su presencia
4

en la atmósfera forma parte del ciclo hidrológico global. El vapor de agua,
siendo el más importante de los gases invernaderos naturales a causa de su
abundancia, juega un papel crucial en la regulación del balance de energía
de la atmósfera. A pesar de esto, el volumen total de agua en la atmósfera
es relativamente pequeño y, si precipitara completamente y en forma
pareja sobre toda la tierra, produciría tan solo alrededor de 25 mm de
precipitación. En realidad, por supuesto, la distribución de precipitación es
altamente irregular, debido a los procesos dinámicos internos del sistema
climático global.
Además de los gases de la Tabla 1.1, hay otras especies gaseosas reactivas
producidas por los ciclos del azufre (S), el nitrógeno (N2) y halógenos de
cloro (Cl).
2.1.7 Aerosoles
Las variaciones de la abundancia de los gases invernadero de la atmósfera
tienen el potencial de cambiar el clima global. Variaciones en otro grupo de
especies, denominado aerosoles atmosféricos, puede también afectar el
clima. Los aerosoles son partículas sólidas o líquidas dispersadas en el aire,
e incluyen polvo, hollín, cristales de sal marina, esporas, bacterias, virus y
una plétora de otras partículas microscópicas. Colectivamente, con
frecuencia son referidos como contaminación atmosférica, pero mucho de
los aerosoles tienen un origen natural. Aunque la turbidez de la atmósfera
(la abundancia de aerosoles) varía en cortas escalas de tiempo, por ejemplo
después de una erupción volcánica (sección 2.6.3) en el largo plazo
mantiene un buen estado de equilibrio, debido a los mecanismos naturales
de limpieza del sistema climático de la tierra. No obstante, la limpieza no se
completa nunca y siempre permanece un nivel de fondo de aerosoles
atmosféricos que refleja los procesos dinámicos involucrados con el ingreso
y la remoción de aerosoles. Las fuentes naturales de los aerosoles es
probablemente 4 a 5 veces mayor que las antropogénicas en una escala
global, pero las variaciones regionales de las emisiones antropogénicas
pueden cambiar esta relación significativamente en ciertas áreas,
particularmente en el industrializado hemisferio Norte.
2.2 Estructura vertical de la atmósfera
La mayoría de los constituyentes gaseosos están bien mezclados a través
de la atmósfera. Sin embargo, la atmósfera en si mismo no es físicamente
uniforme pues tiene variaciones significativas en la temperatura y la presión
con la altura. La Figura 1.1 muestra la estructura de la atmósfera, en la que
se definen una serie de capas por las inversiones de la temperatura. La
capa más baja, con frecuencia referida como baja atmósfera, es llamada la
troposfera. Su espesor oscila entre 8 km en los polos y 16 km sobre el
ecuador, mayormente como resultado de diferentes balances de energía en
estas posiciones. Aunque ocurren variaciones, en disminución promedio de
la temperatura con la altura (conocida como gradiente) es de
aproximadamente 6,5ºC por kilómetro. La troposfera contiene hasta el 75%
5

de la masa gaseosa de la atmósfera, así como casi todo el vapor de agua y
aerosoles, mientras que el 99% de la masa atmosférica yace debajo de los
30 km más bajos.
Debido a la estructura de la temperatura de la troposfera, es en esta región
de la atmósfera donde se desarrolla la mayoría de los sistemas de tiempo
del mundo. Estos son en parte conducidos por los procesos convectivos que
son establecidos cuando el aire cálido de superficie (calentado por la
superficie de la tierra) se expande y asciende mientras es enfriado en los
altos niveles de la troposfera.
La tropopausa marca el límite superior de la troposfera, sobre la cual la
temperatura permanece constante antes de comenzar a aumentar de nuevo
por sobre los 20 km. Esta inversión de temperatura previene un mayor
convección del aire, confinando entonces la mayoría de los sistemas de
tiempo del globo a la troposfera.
La capa por sobre la tropopausa en la que la temperatura comienza a
ascender es conocida como estratosfera. A través de esta capa, la
temperatura continúa elevándose hasta cerca de una altura de 50 km,
donde el aire rarificado puede alcanzar temperaturas cercanas a 0º C. Esta
elevación de la temperatura es causada por la absorción de radiación solar
ultravioleta por la capa de ozono (ver sección 1.2.1). Un perfil de
temperaturas como este crea condiciones muy estables y la estratosfera
carece de la turbulencia que es tan prevaleciente en la troposfera.
La estratosfera está tapada por la estratopausa, otra inversión de
temperatura que aparece a alrededor de los 50 km. Sobre esta yace la
mesosfera hasta alrededor de los 80 km a través de la cual la temperatura
cae de nuevo hasta casi –100º C. Por sobre los 80 km la temperatura se
eleva continuamente (la termosfera) hasta bien más de 1000º C, aunque
debido a la naturaleza altamente rarificada de la atmósfera a estas alturas,
dichos valores no son comparables a los de las troposfera o la estratosfera.
2.3 Leyes de radiación
La atmósfera terrestre tiene una influencia importante sobre el balance de
energía del sistema climático global. Esto está determinado por los procesos
termodinámicos involucrados en las transferencias de energía solar y
terrestre.
La principal fuente de energía de la tierra es el sol, que produce radiación
electromagnética a partir de reacciones de fusión nuclear que involucra al
hidrógeno en su núcleo. La radiación emitida desde su superficie tiene una
temperatura de aproximadamente 5800 Kelvin (K). La radiación es emitida
sobre un espectro de longitudes de onda, con una cantidad específica de
energía para cada longitud de onda, calculada mediante el uso de la ley de
Planck:
E
5 ( b λT
)
λ = a [ λ { e −1}
]
(1)
6

donde Eλ es la cantidad de energía (Wm -2 µm -1 ) emitida a una longitud de
onda λ (µm) por un cuerpo a una temperatura T (K) con a y b como
constantes. Esto asume que el sol es un cuerpo radiador perfecto (negro).
Diferenciando la ecuación (1) (ley de Planck) es posible determinar la
longitud de onda de máxima emisión de radiación del sol:
λ = 2897 / T (2)
Esta es la ley de Wien y para T = 5800 K (la temperatura de la superficie
solar) la longitud de onda de máxima energía es aproximadamente 0,5 µm.
Esto representa radiación en la parte visible del espectro.
Integrando la ecuación 1, se puede determinar la energía total emitida por
el sol, que está dada por la ley de Stefan-Boltzman:
E Total
= σT
donde σ es la constante de Stefan-Boltzman. Resolviendo la ecuación (3)
para la temperatura solar de 5800 K revela una salida total de energía de
alrededor de 64 millones de Wm -2 .
La radiación solar se dispersa uniformemente en todas las direcciones.
Después de viajar unos 150 millones de kilómetros solo una pequeñísima
fracción de la energía emitida por el sol es interceptada por la tierra. Por lo
tanto, el flujo de energía que llega al tope de la atmósfera terrestre es
muchos órdenes de magnitud menor que el que deja el sol. Las últimas
medidas de satélites indican un valor de 1368 Wm -2 para la energía recibida
en el tope de la atmósfera sobre una superficie perpendicular al rayo solar.
Este es conocido como constante solar.
La figura 1.2 muestra la solución ideal a la ley de Planck, ecuación (1), para
el espectro de energía que llega al tope de la atmósfera de la tierra. El
punto más alto de la curva representa la longitud de onda del mayor flujo
de energía (0,5 µm) según se calcula por la ley de Wien, ecuación (2),
mientras el área bajo la curva representa la cantidad total de energía
recibida (1368 Wm -2 ) calculado por la ley de Stefan-Boltzman, ecuación (3).
El 8% del flujo de energía está en la parte ultravioleta del espectro,
mientras el 39% es radiación visible.
Las ecuaciones (1), (2) y (3) pueden resolverse nuevamente para la tierra a
una temperatura de 255 K (18º C) asumiendo que la tierra es un cuerpo
radiativamente perfecto (negro). Ya que la tierra es mucho más fría que el
sol, su energía radiante está en una mayor longitud de onda, la parte
infrarroja invisible del espectro.
La Figura 1.2 también muestra una curva de Planck ideal similar para la
tierra a 255 K. Esta sería la temperatura promedio para una tierra sin
atmósfera, llamada la temperatura de radiación efectiva. Es la temperatura
7
4
(3)

a la cual la energía recibida por la tierra desde el sol balancea la energía por
la tierra de regreso en el espacio.
Figura 1.2. Distribución espectral de la radiación solar que alcanza la tierra y la
radiación terrestre que deja la tierra.
2.4 El balance de energía de la atmósfera
La tierra, sin embargo, si tiene atmósfera (sección 1.2.1) y esta afecta su
balance de energía. La temperatura global promedio es, en efecto 288º K o
15º C, 33 K más caliente que la temperatura de radiación efectiva.
Aunque la tierra y el sol se comportan aproximadamente como cuerpos
negros, este no es el caso para los gases que componen la atmósfera
terrestre. Ciertos gases atmosféricos absorben radiación a algunas
longitudes de onda pero permiten que pase la radiación si impedimento a
otras longitudes de onda.
La absorción de energía por un gas particular ocurre cuando la frecuencia
de la radiación electromagnética es similar a la de la frecuencia vibracional
molecular del gas en cuestión. La atmósfera es mayormente transparente
(poca absorción) en la parte visible del espectro, pero hay significativa
absorción de radiación ultravioleta (radiación solar de onda corta entrante)
por el ozono, y radiación infrarroja (radiación terrestre saliente de onda
larga) por el vapor de agua, el dióxido de carbono y otros oligoelementos
gaseosos. Esto se muestra en la Figura 1.2.
8

La absorción de radiación infrarroja terrestre es particularmente importante
para el balance de energía de la atmósfera terrestre. Dicha absorción por
los oligoelementos gaseosos calienta la atmósfera, estimulándola a que
emita más radiación de onda larga. Algo de ésta es liberado al espacio
(generalmente a niveles más altos, más fríos de la atmósfera) mientras la
mayoría es reirradiada de vuelta a la tierra. El efecto neto de esto es que la
tierra almacena más energía cerca de su superficie que lo que sería si no
existiera atmósfera, en consecuencia la temperatura es más alta en alredor
de 33 K.
Este proceso es popularmente conocido como efecto invernadero. El vidrio
en un invernadero, es transparente a la radiación solar, pero opaco a la
radiación infrarroja terrestre. El vidrio actúa como alguno de los gases
atmosféricos y absorbe la energía saliente. La mayor parte de esta energía
es entonces reemitida de vuelta hacia dentro del invernadero causando la
elevación de la temperatura interior. En realidad, un invernadero es más
caliente que cualquier de las consideraciones radiativas. No obstante, el
término se ha conservado, en gran medida como resultado de la cobertura
de los medios.
En consecuencia, los gases de la atmósfera que absorben la radiación
infrarroja saliente son conocidos como gases invernadero e incluyen al
dióxido de carbono, el vapor de agua, el óxido nitroso, el metano y el
ozono. Todos los gases tienen moléculas cuya frecuencia vibracional cae en
la parte infrarroja del espectro. A pesar de la considerable absorción por
estos gases invernadero, hay una ventana atmosférica a través de la cual la
radiación infrarroja terrestre puede pasar. Esto ocurre a alrededor de 8 a 13
µm, y su gradual cerramiento es uno de los efectos de las emisiones
antropogénicas de los gases invernadero (capítulo 6).
Así como absorben radiación solar y terrestre, los gases en la atmósfera,
junto con los aerosoles (ver sección 1.2.1) también dispersan radiación. De
gran importancia es la dispersión de la radiación solar entrante, porque
esto, también altera el balance de energía global de la atmósfera. Ocurre
dispersión cuando un fotón alcanza un obstáculo sin ser absorbido. La
dispersión cambia solo la dirección de la trayectoria de ese fotón. Las
moléculas de gas, con pequeños tamaños relativos a la longitud de onda de
la radiación incidente causa la dispersión en todas las direcciones, tanto
hacia delante como hacia atrás, conocida como dispersión de Rayleigh. Los
aerosoles cuyo tamaño es comparable a la radiación incidente causa la
dispersión de Mie, que es mayormente en la dirección hacia delante. Se
puede ver que cambios en el contenido de los aerosoles atmosféricos
podrían afectar el balance de energía, teniendo implicaciones para el estado
del clima global. Se regresa a esto en la sección 2.6.5.
La Figura 1.3 resume esquemáticamente la transferencia de energía global
discutida. La energía que arriba al tope de la atmósfera comienza una
cascada de energía que involucra numerosas transformaciones. Una vez
dentro de la atmósfera, algo de la radiación solar (onda corta) es absorbido
por gases en la atmósfera (p.ej. ozono), algo es dispersado, algo es
absorbido por la superficie de la tierra y algo es reflejado directamente de
vuelta al espacio ya sea por las nubes o por la misma superficie. La
9

cantidad de radiación de onda corta reflejada depende de un factor conocido
como el albedo (o reflectividad). El albedo varía de acuerdo a la superficie.
El hielo y ciertas nubes tienen un albedo alto (0,6 a 0,9) mientras los
océanos generalmente tienen un bajo albedo (0,1). Para toda la tierra este
promedia unos 0,30, significando que el 30% de la radiación entrante es
reflejada.
De la radiación terrestre (onda larga reemitida desde la superficie de la
tierra, la mayor parte es reabsorbida por los gases invernadero y solo un
poco escapa directamente a través de la ventana atmosférica. La radiación
de onda larga reemitida desde la atmósfera (gases invernadero, nubes) es o
regresada a la superficie de la tierra o liberada en el espacio. El resultado
neto de este efecto invernadero es elevar la cantidad de energía
almacenada cerca de la superficie de la tierra, con un consecuente
incremento de la temperatura. También hay flujos de calor adicional
asociados con la evaporación transpiración que balancean los flujos de
energía que entra y sale de todas las partes del sistema atmósfera–tierra.
Figura 1.3. El balance de energía de la tierra–atmósfera
2.5 Transferencias horizontales de energía
La Figura 1.3 ilustra cómo las transferencias de la energía del sistema
tierra–atmósfera están en equilibrio. En una escala global y sobre un
período de tiempo de varios días y mas esta asunción es válida y es
adecuada para comprender las causas del cambio climático cubiertas en el
capítulo 2. Sin embargo, el mundo real es más complejo que esto.
10

Si los flujos de energía son calculados para diferentes áreas sobre el globo,
uno encuentra que entre 40º N y 35º S la radiación solar entrante es mayor
que la radiación terrestre saliente. En todo otro lugar (p.ej. cerca de los
polos), hay un déficit de radiación neta, esto es, más radiación se pierda
que la que es recibida (Figura 1.4)
Figura 1.4. Balance de radiación latitudinal neta
Para restablecer el equilibrio a este balance existe un intercambio
meridional de calor desde los trópico a los polos (Figura 1.5). Si esta
transferencia de energía no ocurriera, el ecuador sería 14º C más caliente
que el promedio actual, mientras que el Polo Norte sería 25º C más frío.
Figure 1.5. Flujo latitudinal de energía hacia el polo
11

Esta transferencia de energía ocurre de diversas formas, involucrando el
movimiento de calor sensible (procesos de convección causados por
calentamiento, elevación y dispersión del aire de superficie), calor lante
(procesos de evapotranspiración que involucran la evaporación del
evaporación de vapor de agua desde el océano y transpiración desde las
plantas) y corrientes oceánicas (sección 1.3).
Así como este movimiento de energía calórica, hay otras transferencias que
ocurren y deben ser balanceada de acuerdo a los principios termodinámicos
y físicos. Estas incluyen la transferencia y balance de masa, momento y
humedad. El movimiento de calor involucra movimiento de aire (calor
sensible) y humedad o vapor de agua (evapotranspiración). Si un paquete
de aire se mueve desde de el ecuador hacia los polos, este aire debe ser
reemplazado por aire más frío que regresa desde los polo, que ha liberado
su calor. En otras palabras, los flujos de masas de aire en localidades
especificas a lo largo de la tierra deben estar en equilibrio. Por un
razonamiento similar, también los flujos de humedad y momento deben
estar balanceados.
Figure 1.6. Circulación atmosférica simple
El cuadro es más complicado por la rotación de la tierra, que introduce una
Fuerza de Coriolis sobre el movimiento de la atmósfera, y la inclinación del
eje de rotación de la tierra, que afecta la distribución estacional y latitudinal
de la radiación solar. Sin embargo, estos fenómenos son mas cubiertos
normalmente en los cursos de meteorología, que están más allá del
propósito de este seminario. La Figura 1.6, esquematiza una circulación de
la atmósfera terrestre rudimentaria.
2.6 Resumen
Son principalmente los flujos de energía pero también los de humedad,
momento y masa los que determinan el estado de nuestro clima. Los
factores que influencian estos, en una escala global, pueden ser
12

considerados como causas del cambio climático global. Hasta ahora, sin
embargo, solo se han considerado los flujos entrantes, salientes y dentro de
la atmósfera. En la introducción, no obstante se resaltó que la atmósfera
forma solo una componente principal del sistema climático. Antes de buscar
las causas del cambio climático, vale la pena entonces dedicar un poco de
tiempo a las otras componentes del sistema climático (los océanos, la
criosfera, la biosfera y la geosfera) y como operan los flujos de energía,
humedad, momento y masa entre ellas.
3. Otras componentes del sistema climático
3.1 Los océanos
En la sección 1.2.5 se aclaró que la atmósfera no responde como un
sistema aislado. Como el de la atmósfera, el estado termodinámico de los
océanos está determinado por la transferencia de calor, momento y
humedad hacia y desde la atmósfera. Ignorando por el momento otras
componentes del sistema climático, estos flujos dentro de este sistema
acoplado océano-atmósfera están en equilibrio.
El momento es transferido a los océanos por los vientos superficiales, dando
así movimiento a las corrientes oceánicas superficiales. Las corrientes
oceánicas superficiales ayudan en la transferencia latitudinal de calor
sensible en una forma similar a la de los procesos que ocurren en la
atmósfera. Agua cálida se mueve hacia el polo mientras agua fría regresa
hacia el ecuador. La energía es también transferida mediante la humedad.
El agua evaporada desde la superficie de los océanos almacena calor latente
que es posteriormente liberado con el vapor de agua se condensa para
formar nubes y precipitación.
La trascendencia del océano está en que almacena mucho mayor cantidad
de energía que la atmósfera. Esto es debido a su mayor capacidad calórica
(4,2 veces la de la atmósfera) y su mucho mayor densidad (1000 veces la
del aire). La estructura vertical del océano (Figura 1.7) puede dividirse en
dos capas que difieren en la escala de sus interacciones con la atmósfera
que yace por encima. La capa más baja comprende la esfera de agua
profunda fría, que constituye el 80% del volumen del océano. La capa
superior, una esfera de agua mezclada se extiende hasta los 100 m de
profundidad en los trópicos, pero a varios kilómetros en las regiones
polares. Solo la capa límite estacional almacena aproximadamente 30 veces
más calor que la atmósfera. Por lo tanto para un cambio dado en el
contenido calórico del sistema tierra-atmósfera, el cambio en la
temperatura de la atmósfera será alrededor de 30 veces mayor que en el
océano. Claramente entonces, pequeños cambios en el contenido de energía
de los océanos podrá tener considerables efectos sobre el clima global.
Los cambios de energía también ocurren verticalmente dentro de los
océanos, entre la capa límite mezclada y la esfera de agua profunda (Figura
1.7). La sal marina permanece en el agua durante la formación de hielo
marino en las regiones polares, con el efecto de incrementar la salinidad de
los océanos. Esta agua fría salina es particularmente densa y se hunde,
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transportando con ella una considerable cantidad de energía. Para mantener
el equilibrio de los flujos de agua (masa) existe una circulación global
termohalina, que juega un importante papel en la regulación del clima
global. Se ha propuesto que cambios en la circulación termohalina influyen
cambios del clima en escalas de tiempo de milenios (capítulo 5).
3.2 La criosfera
Figura 1.7. Estructura vertical y circulación de los océanos
La criosfera consiste de aquellas regiones del globo, tanto en tierra como en
el mar, cubiertas por nieve y hielo. Estas incluyen la Antártida, el océano
Ártico, Groenlandia, Norte de Canadá, Norte de Siberia y la mayoría de las
altas cadenas de montañas alrededor del mundo, donde la temperaturas
bajo cero persisten durante todo el año. La criosfera juega otro importante
papel en la regulación del sistema del clima global.
La nieve y el hielo tienen un alto albedo (reflectividad) que significa que
refleja la mayoría de la radiación solar que recibe. Algunas partes de la
Antártida reflejan tanto como el 90% de radiación solar, comparado con un
promedio global del 31% (ver sección 1.4). Sin la criosfera, el albedo global
sería considerablemente más bajo. La mayor parte de la energía sería
absorbida por la superficie de la tierra en lugar de ser reflejada y en
consecuencia la temperatura de la atmósfera sería más alta. En realidad,
durante el período Cretácico (120 a 65 millones de años atrás) la evidencia
sugiere que hubo menos o nada de cobertura de hielo y nieve, aun en los
polos y las temperaturas globales fueron de al menos 8 a 10º C superiores
que hoy.
La criosfera también actúa para desacoplar la atmósfera y los océanos,
reduciendo la transferencia de humedad y momento, por lo tanto,
estabilizando las transferencias de energía dentro de la atmósfera. La
formación de hielo marino en las regiones polares (sección 1.3.1) puede
iniciar patrones de circulación termohalina global en los océanos, que
14

influyen en gran medida el sistema climático global. Finalmente, la
presencia de la criosfera en sí afecta marcadamente el volumen de los
océanos y los niveles globales del mar, cuyos cambios pueden afectar el
balance de energía del sistema climático.
3.3 La biosfera
La vida puede encontrarse en cualquier medio ambiente existente en la
tierra. No obstante, en una discusión del sistema climático, es conveniente
referirse a la biosfera como una componente discreta, como la atmósfera,
los océanos y la criosfera.
La biosfera, tanto sobre la tierra y en los océanos, afecta el albedo de la
superficie de la tierra. Grandes áreas de bosques continentales tienen
relativamente bajos albedos comparados a las regiones yermas tales como
los desiertos. El albedo de los bosques de hojas caducas es de alrededor de
0,15 a 0,18 mientras que para los bosques de coníferas es de 0,09 a 0,15.
La selva tropical refleja aún menos energía, aproximadamente 7 a 15% de
lo que recibe. En comparación, el albedo de un desierto de arena es de
alrededor de 0,3. Claramente, la presencia de bosques continentales afecta
el balance de energía del sistema climático.
La biosfera también influye los flujos de ciertos gases invernadero tales
como el dióxido de carbono y el metano. El plancton en la superficie de los
océanos utiliza el carbón disuelto para la fotosíntesis. Esto establece un
flujo de dióxido de carbono, en donde los océanos efectivamente “absorben”
el gas de la atmósfera. Al morir, el plancton se hunde, transportando el
dióxido de carbono al océano profundo. Esta productividad primaria reduce
al menos cuatro veces la concentración atmosférica de dióxido de carbono,
debilitando significativamente el efecto natural de la tierra.
La biosfera también influencia la cantidad de aerosoles en la atmósfera.
Millones de esporas, virus, bacterias, polen y otras especies orgánicas
minutas son transportadas dentro de la atmósfera por los vientos, donde
pueden dispersar radiación solar entrante y por lo tanto influenciar el
balance de energía global (ver sección 1.2.4). La productividad primaria en
los océanos resulta en la emisión de componentes conocidos como dimetil
sulfatos (DMSs). En la atmósfera estos componentes se oxidan para formar
aerosoles sulfatos llamados sulfatos de sal no marina (nss). Estos sulfatos
nss actúan como núcleos de condensación para el vapor de agua en la
atmósfera, permitiendo así la formación de nubes. Las nubes tienen un
efecto muy complejo sobre el balance de energía del sistema climático (ver
sección 2.7). Tales cambios en la productividad primaria en los océanos
pueden afectar, indirectamente, el sistema climático global.
Hay, por supuesto, muchos otros mecanismos y procesos que acoplan la
biosfera con el resto del sistema climático, pero la discusión ha ilustrado las
mayores influencias de la biosfera sobre el sistema climático global.
15

3.4 La geosfera
La quinta y final componente del sistema climático global es la geosfera,
consistente de los suelos, los sedimentos y rocas de las masas terrestres de
la tierra, la corteza continental y oceánica y finalmente, el interior mismo de
la tierra. Cada una de estas partes de la geosfera juega un papel en la
regulación y variación del clima global, en una mayor o menor extensión,
sobre variadas escalas temporales.
Variaciones en el clima global sobre decenas de millones incluso cientos de
millones de años son debidas a modulaciones dentro del interior de la tierra.
Cambios en la forma de las cuencas oceánicas y el tamaño de las cadenas
de montañas continentales (impulsado por los procesos tectónicos de
placas) pueden influir las transferencias de energía dentro y entre las
componentes acopladas del sistema climático.
En escalas de tiempo más cortas los procesos físicos y químicos afectan
ciertas características del suelo, tales como la disponibilidad de humedad y
el escurrimiento de agua y los flujos de gases invernadero y aerosoles hacia
la atmósfera y los océanos. El vulcanismo, aunque motivado por el lento
movimiento de placas tectónicas, ocurre regularmente en escalas de tiempo
más cortas. Las erupciones volcánicas reponen el dióxido de carbono en la
atmósfera, removido por la biosfera y emiten considerables cantidades de
polvo y aerosoles (ver sección 2.6.3). La actividad volcánica puede por lo
tanto afectar el balance de energía y la regulación del sistema climático
global.
4. Conclusión
Figura 1.8. El sistema climático global y sus transferencias de energía
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El estado general del clima global está determinado por los balances de
radiación solar y terrestre (ver Figura 1.3). La regulación de este balance de
energía depende de los flujos de energía, humedad, masa y momento
dentro del sistema climático global, constituido por 5 componentes, la
atmósfera, los océanos, la criosfera, la biosfera y la geosfera. Esto está
esquematizado en la Figura 1.8.
Discutiblemente hay un sexto componente, un sistema antropogénico, la
humanidad. En los últimos 200 años, a través de la incrementada utilización
de los recursos del planeta, los humanos han comenzado a influir el sistema
climático, primariamente incrementando el efecto invernadero natural. La
unidad 6 analiza el tema del cambio climático contemporáneo. La próxima
unidad examina alguna de las causas del cambio climático, con referencia al
sistema del clima global discutido en este capítulo.
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