El sistema climático
El sistema climático
El sistema climático está compuesto por la atmósfera, criosfera, superficie terrestre y biosfera. Está regulado principalmente por el equilibrio entre la energía recibida por el sol y la pérdida de dicha energía al espacio. Los diferentes componentes intercambian energía que regula el balance energético del sistema climático. Estos componentes interactuan no solo intercambiando energía, sino también materia (el hielo se derrite y se mezcla con el agua del mar, etc.). Por lo tanto, cualquier variación de los componentes puede contribuir a un cambio del clima global.
Presentamos ahora los diferentes aspectos del sistema climático que puede alterar su balance energético.
Variabilidad del sistema climático
La variabilidad climática se refiere a las desviaciones del sistema climático desde un estado promedio, promediado durante un período largo de referencia. Estas desviaciones se conocen como anomalías y se definen como la diferencia entre el estado del clima en un momento dado y el valor medio del estado durante un largo período llamado climatología. El clima varía en varias escalas temporales más allá de los eventos climáticos, que se refieren a los cambios diarios del estado de la atmósfera. Por lo tanto, la variabilidad del clima describe las variaciones en el estado de la atmósfera o el océano a lo largo de períodos de un mes, temporada, años e incluso una o más décadas. Las variaciones en períodos de más de un siglo se definen como el cambio climático.
Los diferentes componentes del clima responden a los cambios en diferentes escalas de tiempo. Por ejemplo, la variabilidad atmosférica se puede medir en minutos, mientras que los cambios en la corteza terrestre pueden llevar hasta millones de años. En general, las variaciones en el sistema climático tienen la forma de ciclos como El Niño/Southern Oscillation (ENSO). Es una combinación entre un componente oceánico, El Niño, y la Oscilación del Sur atmosférica. En su fase cálida, El Niño, la temperatura superficial del mar, SST, del Pacífico oriental tropical se calienta unos pocos grados durante aproximadamente un año. Se acompaña de una alta presión de aire en el Pacífico occidental y una baja presión de aire en el Pacífico oriental que induce un cambio de dirección en los vientos alisios. Estas características cambian a su fase opuesta, La Niña, en aproximadamente 2-7 años, con una anomalía de frío en la temperatura de la superficie y una presión alta-baja en el Pacífico oriental-occidental, respectivamente. Estas dos fases que tienen una duración aproximada de unos meses quedan combinadas con una fase neutral sin anomalias en la SST. Junto con ENSO, encontramos oscilaciones con escalas de tiempo más largas, como los ciclos de Milankovitch, vinculados a las edades de hielo. Estos son cambios en los parámetros orbitales de la Tierra y, por lo tanto, en la radiación solar recibida con un período de una escala de 100 miles de años (Weertman et al. 1976). Una amplia variedad de ciclos con varios períodos tienen un papel en la variabilidad del clima.
En general, la cantidad de variabilidad en diferentes frecuencias se mide por la potencia espectral de una serie de temporal, por ejemplo, SST de los últimos 200 años en el Atlántico Norte. Desafortunadamente, no existe una serie existente de mediciones directas que incluya períodos desde horas hasta miles de años. La figura presentada muestra un espectro “hipotético” del sistema climático computado a partir de un conjunto de espectros de diferentes series de tiempo calculadas inicialmente por Mitchell et al. 1976. La izquierda de la figura corresponde a períodos más largos obtenidos de registros paleoclimáticos: sedimentos marinos, núcleos de hielo, anillos de árboles o registros de coral. A medida que el período disminuye, aparecen picos de variabilidad en el rango de variabilidad decadal a multidecadal. Parte de esta variabilidad está relacionada con el clima del Atlántico norte, en particular con la Variabilitdad multidecdal del Atlántico. Se caracteriza por cambios en la TSM del Atlántico Norte en escalas de tiempo de 20 y 50-70 años. También otros modos de variabilidad contribuyen a estas escalas de tiempo: Norte una variabilidad océano-atmósfera con un patrón de aguas superficiales cálidas o frías en el Océano Pacífico al norte de 20 (Biondi en al 2001} o fluctuaciones de la diferencia de presión atmosférica a nivel del mar (SLP) entre el bajo islandés y el alto de las Azores que controlan la fuerza y la dirección de los vientos del oeste y la ubicación de las pistas de tormentas en el Atlántico Norte (Hurrell et al. 2003).
Reduciendo aún más el período que tenemos escalas de tiempo interanuales con El Niño / Oscilación del Sur (ENOS) como uno de los principales impulsores de estas escalas de tiempo. Si Reducimos las escalas a años y días (ambos picos afilados a la derecha de la figura). Las protuberancias más pequeñas a la derecha de la figura se asocian con la variabilidad de los sistemas climáticos en la variabilidad intraestacional entre 1 y 3 meses y rangos de 3 a 7 días. El componente dominante de las escalas de tiempo intraestacionales es la Oscilación Madden-Julian, un acoplamiento entre los patrones a gran escala en la circulación atmosférica y la convección profunda (Zhanget al. 2005). Se observa principalmente en el océano Índico y el Pacífico, y consiste en grandes regiones de lluvias tropicales mejoradas y suprimidas que se desplazan hacia el este.
¿Cómo estudiamos el clima?
Para el estudio del clima nos basamos principalmente en dos tipos de información complementaria: las observaciones y los modelos.
Termodinámica del sistema Climático
El sistema climático es termodinámico alimentado por la energía de la radiación solar entrante (irradiancia solar). Casi el 40% de esta radiación es reflejada al espacio por la atmósfera o la reflectividad de la superficie de la Tierra. Esto se conoce como el efecto albedo. Pero el resto de la radiación entrante de onda corta del Sol es absorbida por el sistema climático y calienta la superficie de la Tierra. La superficie de la Tierra, a su vez, irradia la energía almacenada en forma de radiación de onda larga hacia la atmósfera, que absorbe parte de ella manteniendo la temperatura en la Tierra. Este proceso se conoce como efecto invernadero y es crucial para regular el balance energético de todo el sistema climático. La capacidad del sistema climático para acumular energía depende de la composición de la atmósfera, en particular de la concentración de los llamados gases de efecto invernadero (GEI). Los GEI son gases que interactúan con la radiación de onda larga emitida por la superficie que absorbe y libera calor en la atmósfera. Por lo tanto, la concentración de GEI en la atmósfera puede regular la temperatura global. Estos gases son principalmente el vapor de agua, el dióxido de carbono, el metano, el óxido nitroso y el ozono.
Siendo la energía solar radiativa por unidad de área perpendicular a la dirección de la radiación solar, la Tierra recibe una radiación total que es proporcional a su sección circunferencial y se distribuye por toda su superficie esférica. Por lo tanto, el promedio de radiación solar entrante por unidad de área (en la parte superior de la atmósfera) es de
. Considerando el albedo como la fracción
del total de la radiación solar entrante que refleja la Tierra en su conjunto, la energía que absorbe el sistema climático es
. Pero el sistema climático no retiene el calor indefinidamente. Tiende al equilibrio termodinámico irradiando hacia el espacio la misma cantidad de energía absorbida por el sol. Siguiendo la ley de Stefan-Boltzmann del cuerpo negro, la energía radiada por unidad de área es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura. Luego, el equilibrio termodinámico de todo el sistema de la Tierra, calentado a una temperatura de
, se puede expresar como:
Ahora, consideremos la atmósfera como un cuerpo gris que absorbe una fracción de la radiación de onda larga de la superficie de la Tierra, que se encuentra a una temperatura de
, debido al efecto invernadero. Luego, esta energía se emite hacia arriba (hacia el espacio) y hacia abajo (hacia la superficie) en la misma proporción cuando la atmósfera se calienta a una temperatura de
. Entonces, el equilibrio térmico de la atmósfera se puede describir como:
A su vez, el equilibrio termodinámico del sistema climático de la Tierra (diferenciación entre la atmósfera y la superficie) en la parte superior de la atmósfera se puede expresar como:
donde el primer término del lado derecho de la ecuación es la radiación de onda larga saliente de la superficie de la Tierra que no es absorbida por la atmósfera y el segundo término es la radiación emitida por la atmósfera (Figura) .
En resumen, considerando las ecuaciones 2 y 3, la temperatura de equilibrio de la superficie de la Tierra se puede estimar mediante la siguiente expresión:
Con respecto a la ecuación 4, la temperatura de la superficie de la Tierra depende del albedo () y del efecto invernadero de la atmósfera (
), que es proporcional a la concentración de GEI en la atmósfera. Esta dependencia se produce de tal manera que cuanto menor sea el albedo y mayor sea el efecto invernadero, mayor será la temperatura y viceversa.
Forzamiento Radiativo
El balance energético del sistema climático se puede alterar si se impone una perturbación en los agentes que la regulan. Este desequilibrio de energía forzada se denomina forzamiento radiativo o externo, que se define como la diferencia entre la irradiación solar entrante y la radiación neta saliente de la Tierra. El forzamiento radiativo es, por lo tanto, un factor importante que induce cambios en el clima, especialmente en relación con la temperatura media global. Respecto al origen de las causas que inducen el forzamiento radiativo, se clasifica en forzamientos antropogénicos, causados por el hombre, y naturales.
La actividad humana puede modificar algunas propiedades del sistema climático con importantes implicaciones en el forzamiento radiativo. Por ejemplo, la combustión de combustibles fósiles en la actividad industrial, que se ha desarrollado rápidamente desde el siglo XIX, sigue generando grandes cantidades de gases de efecto invernadero (GEI), especialmente dióxido de carbono. Las emisiones de GEI producen un forzamiento antropogénico en el sistema climático a través de alteraciones del efecto invernadero de la atmósfera. Otro factor que interviene en el forzamiento radiativo es por ejemplo los diferentes usos del suelo, lo que implican cambios en el albedo de la superficie de la Tierra (propiedad de reflexión de la radiación solar).
El forzamiento natural se produce principalmente por la variabilidad de la irradiancia solar y la actividad volcánica. La irradiancia solar depende de la actividad solar y los ciclos astronómicos que varían en diferentes escalas de tiempo, incluidas las centenarias y las milenarias. Estas variaciones afectan el forzamiento radiativo solar y, por lo tanto, inducen cambios en el sistema climático. Las erupciones volcánicas son esporádicas pero tienen efectos de fuerza radiativa duraderos y fuertes. Pueden inyectar partículas minerales, conocidas como aerosoles, en la estratosfera, donde tienen una larga vida útil.
Los aerosoles son pequeñas partículas líquidas o sólidas suspendidas en el aire. Algunos de ellos tienen origen natural, como las partículas volcánicas antes mencionadas, el polvo de arena, la sal marina, etc. Pero otros son emitidos por fuentes humanas, como las emisiones industriales o el humo. Los aerosoles tienen efectos diferentes y complejos en el forzamiento radiativo. Por un lado, tienen un efecto directo sobre la radiación solar que consiste principalmente en dispersar la radiación de onda corta y, por lo tanto, enfriar la superficie de la Tierra. Pero dependiendo de la composición y el color, algunos aerosoles también pueden absorber la radiación de onda larga, calentando así la atmósfera. Por otro lado, los aerosoles tienen un efecto indirecto en el que interactúan con las nubes. En la troposfera, los aerosoles aumentan la concentración de los núcleos de condensación de las nubes, lo que lleva a cambios en las propiedades de las nubes, como el albedo. Por lo tanto, los aerosoles son una fuente de forzamiento radiativo natural o antropogénico, dependiendo de su origen.
Resumiendo, el sistema climático recibe energía del Sol y mantiene un equilibrio termodinámico. A su vez, la irradiancia solar entrante puede variar según el forzamiento radiativo que induce cambios en el sistema climático. Luego, debido a la curvatura de la Tierra y debido a que la reflectividad de la radiación solar no es globalmente homogénea (por ejemplo, la capa de hielo y nieve o la arena del desierto del Sahara tienen un albedo muy alto), la superficie no se calienta por igual en todo el mundo. Estas diferencias regionales de calor son clave para generar la dinámica del sistema climático, que distribuye la energía para aproximarse al equilibrio termodinámico global. A continuación, se presentan algunos conceptos básicos de los sistemas atmosféricos y oceánicos (para obtener información más detallada, consulte grupo intergubernamental de expertos sobre el cambio climático).