Introducción a los modelos climáticos simples utilizados en - IPCC

Introducción a los modelos climáticos simples utilizados en el Segundo Informe de Evaluación del IPCC
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unidimensional. La comparación con la Figura 10c muestra que
la variabilidad solar también puede ser un contribuyente importante
a los cambios de la media mundial observados en el
pasado, y su incorporación mejora la concordancia entre el modelo
y las observaciones de la media mundial. El efecto de las
incertidumbres en la sensibilidad climática y el forzamiento por
aerosoles del cambio climático futuro se ilustra en la Figura 11
para el escenario de emisiones central del IPCC (1992), IS92a.
En la figura se indican los cambios de temperatura desde 1990
hasta 2100 con sensibilidades climáticas de 1,5, 2,5 y 4,5°C
para los casos de aerosoles cambiantes (líneas enteras) y
aerosoles constantes (línea quebrada). El valor central de la
sensibilidad arroja un calentamiento de 2,0°C (aerosoles cambiantes)
a 2,4°C (aerosoles constantes). La gama de calentamientos
ocasionada por la incertidumbre de la sensibilidad
climática es grande, y con sensibilidades más altas, las incertidumbres
relacionadas con los aerosoles serán superiores.
Coherencia entre los componentes de los modelos
biogeoquímicos y del balance de energía
Un modelo bien integrado, en cualquier nivel de complejidad,
debería arrojar resultados de carácter químico (por ejemplo,
CO 2 ) y climático (por ejemplo, temperatura, nivel del mar),
obtenidos simultáneamente mediante la misma física cuando
sea posible. En el nivel de modelo simple, la coherencia entre
los componentes del ciclo del carbono y el balance de energía
exige, como mínimo, que el modelo para la advección y la
difusión del calor sea el mismo que el utilizado para la advección
y la difusión del carbono total disuelto y de otros
trazadores químicos en la parte oceánica del ciclo del carbono.
Ninguno de los modelos del SIE GTI tiene este nivel de integración.
Por ejemplo, los resultados sobre la temperatura media
mundial y el nivel del mar comunicados en el SIE GTI
(secciones 6.3, 7.5.2 y 7.5.3) se basan en modelos del ciclo del
carbono y del clima simples de modalidad autónoma. La integración
de estos dos componentes podría revestir importancia
en los casos en que se producen cambios considerables de la
intensidad de la circulación termohalínica (por ejemplo, la
velocidad de afloramiento), puesto que alterarán tanto la respuesta
térmica como la tasa de captación del carbono oceánico.
En el SIE GTI sólo se tiene en cuenta el efecto de los cambios
de afloramiento sobre la respuesta térmica. Obsérvese que, según
los resultados comunicados por Bacastow y Maier–Reimer
(1990), el impacto de los cambios de afloramiento sobre la
captación del carbono podría ser comparativamente pequeño.
4.3 Calcular el cambio de nivel del mar
Se prevé que el calentamiento mundial ocasione cambios en el
volumen del océano a través de la expansión térmica causada
por el flujo de calor que penetra en los océanos, la fusión de los
glaciares y las pequeñas capas de hielo (en adelante, casquetes),
y los cambios de volumen de la capa de hielo de Groenlandia y
la Antártida (ver la Figura 4). En el SIE GTI (sección 7.5.2), la
serie principal de predicciones del nivel del mar se obtuvo con
el modelo de difusión-afloramiento unidimensional descrito en
la sección 4.2 para el cálculo del componente de expansión
térmica del aumento del nivel del mar. El cambio de la temperatura
media mundial del aire en la superficie obtenido con este
modelo se usó para conducir un modelo conceptual simple de
los glaciares y casquetes, que tiene en cuenta el hecho de que
actualmente existe una distribución de las altitudes y características
de los glaciares (Wigley y Raper, 1995). Se
consideraron diversas hipótesis sobre la conexión entre los
cambios de la temperatura media mundial y los mantos de hielo
de Groenlandia y la Antártida. Se elaboró otra serie de proyecciones
con un modelo de difusión–afloramiento bidimensional
(también descrito en la sección 4.2), combinado con cálculos
más detallados de las respuestas de las capas de hielo de
Groenlandia y la Antártida (ver el SIE GTI, sección 7.5.3). En
ambos casos, los cambios de nivel del mar resultantes son
valores medios mundiales; para obtener predicciones regionales
de los cambios de nivel del mar es preciso tener en cuenta el
movimiento vertical sobre la tierra y los cambios de los vientos
y las corrientes oceánicas. Para el cálculo de estos dos últimos
efectos hay que aplicar un MCGAO acoplado, como en
Gregory (1993).
En las secciones siguientes se describen brevemente los
métodos utilizados para calcular los cambios de nivel del mar
con modelos de una y dos dimensiones, y los modelos de
glaciares y casquetes a los que están acoplados.
4.3.1 Cálculos que comienzan con el modelo de
difusión–afloramiento unidimensional
El componente térmico del aumento del nivel del mar se calcula
respecto de la variación, promediada mundialmente, del cambio
de la temperatura oceánica con la profundidad. El parámetro más
importante del modelo que controlará la expansión térmica
durante el siglo próximo es la sensibilidad climática del modelo,
que incide considerablemente en el flujo de calor que penetra en
el océano. La relación entre el calentamiento medio polar y el de
la capa de superficie, así como el cambio de intensidad de la
variación termohalínica también son importantes para la subida
del nivel del mar, como se analiza en la sección 4.2, en particular
para escalas temporales más largas. En los cálculos del
modelo unidimensional presentado en el SIE GTI, se supuso que
el calentamiento de las aguas polares de hundimiento contribuye
un 20% al calentamiento medio mundial de la capa de superficie,
y que la variación termohalínica se reduce ligeramente a medida
que se calienta el clima (como en algunos MCGAO acoplados).
El componente resultante de expansión térmica del aumento del
nivel del mar, asociado con las curvas de respuesta de la temperatura
de la superficie de la Figura 11 con los aerosoles
cambiantes, es 20, 28 y 40 cm para las sensibilidades climáticas
del modelo de 1,5, 2,5 y 4,5°C, respectivamente.
Para calcular la contribución del hielo continental a la subida
del nivel del mar se dividieron las masas de hielo en tres grupos: