Introducción a los modelos climáticos simples utilizados en - IPCC

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Introducción a los modelos climáticos simples utilizados en el Segundo Informe de Evaluación del IPCC
de la temperatura del aire en la superficie, que varía latitudinal y
estacionalmente. A su vez, estos cambios se usan como entrada de
los modelos de glaciar, casquete y capa de hielo.
Los estudios de glaciares bien observados indican que los glaciares
de un clima más húmedo son más sensibles a los cambios de
la temperatura ambiente que los de las regiones secas. Esto
obedece a que la distribución área–elevación es diferente, y la
retroalimentación por albedo es más eficaz para los glaciares que
tienen precipitaciones de nieve intensas. Por consiguiente, a
efectos del cálculo de la respuesta de los glaciares al cambio
climático, todos los glaciares y casquetes de la Tierra se colocaron
en una de 100 regiones, cada una caracterizada por la
intensidad de la precipitación y la zona glaciarizada correspondientes
al presente. En cada región, la sensibilidad del balance
másico del glaciar a los cambios de temperatura depende de la
precipitación media anual (ver Oerlemans y Fortuin, 1992). Los
cálculos del modelo comienzan en 1990, a pesar de que hoy en
día la mayoría de los glaciares no están en equilibrio. Para tener
en cuenta la pérdida de espesor observada actualmente en varios
glaciares, las predicciones de las contribuciones de glaciares y
casquetes al cambio de nivel del mar incluyen una tendencia
constante a largo plazo de subida del nivel del mar de
0,5 mm/año, que es coherente con las observaciones.
Las contribuciones al nivel del mar de los mantos de hielo de
Groenlandia y la Antártida se estiman con modelos del flujo de
hielo dinámicos. En el caso de Groenlandia, se usa un modelo bidimensional
(latitud–longitud), con una resolución horizontal de
20 x 20 km (Cadee, 1992), y para la Antártida, un modelo de capa
de hielo tridimensional, con una resolución horizontal de 20 km y
14 capas (Huybrechts, 1992; Huybrechts y Oerlemans, 1990).
Ambos modelos se fuerzan mediante los cambios de temperatura de
promedio zonal producidos por el modelo climático atmósferaocéano
acoplado. En el caso de Groenlandia, la tasa de acumulación
se mantiene constante respecto a la estimada para el presente, que
se basa en observaciones (Ohmura y Reeh, 1991), y los cambios de
velocidad de fusión se calculan con un modelo simple del balance
de energía de la superficie (van de Wal y Oerlemans, 1994). Los
cálculos del modelo empiezan en 1990, fecha en que se supone que
el manto de hielo de Groenlandia estaba en equilibrio. En el caso de
la Antártida, una combinación de observaciones y teorías sugiere
que la tasa de acumulación debería aumentar con los incrementos
de temperatura, de forma proporcional a la capacidad de retención
de humedad del aire sobre la Antártida. Por ello, la tasa de acumulación
sobre la Antártida se obtiene de valores estimados
observados actualmente, y luego se aumenta en proporción al incremento
de la presión del vapor de agua saturado en la atmósfera de
la Antártida a medida que se calienta el clima. La ablación (fusión
del hielo) en la Antártida no tiene mucha importancia. El estado
inicial de la capa de hielo se obtuvo por integración del modelo de
capa de hielo durante los dos últimos ciclos glaciales (que abarcan
casi 200.000 años). Aunque este ejercicio indica que hoy en día hay
un balance másico negativo a largo plazo, esto no se incluye en las
predicciones de la contribución de la Antártida al aumento del nivel
del mar debido a la gran incertidumbre de los resultados; las predicciones
de la contribución de la Antártida a los cambios de nivel del
mar se calculan como la diferencia entre pasadas del modelo con y
sin forzamientos por gases de efecto invernadero y aerosoles.
Como en los cálculos presentados en la sección 4.3.2, puede haber
una amplia gama de valores de entrada para el modelo, que arrojan
diversos valores del nivel del mar. Ahora bien, los valores estimados
medios, o “mejores”, que se obtienen en este caso difieren en mucho
de los resultados medios de la sección 4.3.1. Los resultados obtenidos
en esta sección se muestran en la Figura 14, y hay que compararlos
con los de la Figura 13. La diferencia mayor estriba en la
contribución de la expansión térmica al nivel del mar, seguida de la
diferencia de la contribución de la Antártida. Si bien cuando se
publicó el SIE GTI no se habían resuelto satisfactoriamente los
motivos de estas diferencias, sí se identificaron varias diferencias de
las características de los modelos (ver el SIE GTI, sección 7.5.3.2).
Entre las diferencias que pueden revestir importancia para el componente
de expansión térmica del aumento del nivel del mar figuran: la
resolución meridional del modelo bidimensional; la forma en que los
diferentes modelos formulan el intercambio de calor entre la atmósfera
y los océanos; la ausencia del hielo marino del modelo de difusión-afloramiento;
diferentes sensibilidades climáticas (2,5°C para el
caso medio del modelo unidimensional, 2,2°C para el modelo bidimensional,
no ajustable); y la manera en que se representa la variación
termohalínica. En el caso de la contribución de la Antártida, se
usan perturbaciones de la tempe-ratura diferentes para forzar el
manto de hielo, y para los resultados presentados en la sección 4.3.1
se emplean sensibilidades de la capa de hielo más pequeñas.
4.3.3 Incertidumbres de las proyecciones del nivel del mar
Las incertidumbres del componente de expansión térmica del
cambio de nivel del mar medio mundial están vinculadas con las del
cambio de temperatura de la superficie, porque la expansión termal
se calcula a partir de la variación del cambio de la tempe-ratura del
océano con la profundidad. Para sensibilidades climáticas que
oscilan entre 1,5 y 4,5°C, la incertidumbre de la expansión térmica
es de un factor de dos aproximadamente a lo largo del siglo
próximo. Las incertidumbres más importantes del cálculo de la
contribución del hielo sobre tierra a la subida del nivel del mar a
partir del cambio de la temperatura media mundial son: la distribución
regional de los cambios de temperatura; el volumen inicial de
los glaciares y casquetes, y su sensibilidad frente a los aumentos de
temperatura; y el estado incial del balance de las capas de hielo de
Groenlandia y la Antártida y su sensibilidad a los aumentos de
temperatura. Por consiguiente, las incertidumbres de la subida del
nivel del mar no se pueden separar de las incertidumbres del
cambio de la temperatura media mundial. Téngase en cuenta que
los cambios de acumulación también afectarán el volumen de hielo
en tierra. Para los glaciares y casquetes y la capa de hielo de
Groenlandia se supone una acumulación constante, mientras que se
supone que la acumulación de la capa de hielo de la Antártida
aumenta a medida que sube la temperatura. Por ello, se ofrecen las
Figuras 11 y 12 para mostrar las incertidumbres de la temperatura
y el aumento del nivel del mar.