Tema 13 - Unidad de Ciencias de la Atmósfera

UNIVERSIDAD DE LA REPUBLICA
FACULTAD DE CIENCIAS
Licenciatura en Geografía
Materia: Climatología
Tema 13 VARIABILIDAD Y CAMBIO CLIMÁTICO
1. NUESTRO CAMBIANTE CLIMA
Existen muchos indicios científicos en el sentido de que los climas pasados han
sido diferentes al presente. La mejor información disponible acerca de los
paleoclimas es la que describe el ciclo glacial más reciente, él ultimo de una serie
de variaciones cuasi-periódicas que, durante los últimos 2 o 3 millones de años,
han ocurrido a intervalos de aproximadamente 100.000 años. Estas variaciones
estarían relacionadas con cambios en los parámetros orbitales de la Tierra, de
acuerdo con la teoría de Milankovitch. La variación recurrente de la excentricidad
de la órbita terrestre alrededor del Sol, provoca una variación de 0.2% de la
cantidad de radiación solar interceptada por la Tierra. Esta variación tan pequeña
en el flujo de radiación solar es amplificada dentro del Sistema Climático y provoca
cambios tan profundos en las condiciones climáticas como los ocurridos durante la
transición hacia una Era Glacial. Los análisis de las pequeñas burbujas de aire
atrapadas en las cubiertas de hielo y la concentración de CO2 en las mismas, son
analizados y se aprecia que la temperatura y la concentración de CO2 suben y
bajan sincronizadamente. Al final del ultimo periodo glacial, la temperatura del aire
era aproximadamente unos 10°C menor que en el presente, y la concentración de
CO2 unas 100 partes por millón (ppm) menor, que los valores existentes antes de
la era industrial. Asimismo resultan notables los incrementos, tanto en la
temperatura como en el CO2, ocurridos hace 15000 y 140000 años. Se
desconocen los procesos por los cuales la biósfera terrestre o el océano hayan
podido causar dicho cambio en la concentración del CO2, pero se sabe que los
climas glaciales mundiales no podrían haber existido sin el previo debilitamiento
del efecto de invernadero, causado por la reducida presencia de CO2 en la
atmósfera.
El Sistema Climático también experimenta variaciones en escalas temporales de
años a siglos. Los registros de observaciones instrumentales de temperatura
indican un notable calentamiento de la superficie terrestre durante los últimos 100
años, además de diversas fluctuaciones climáticas de amplitudes comparables,
que no constituyen una tendencia a largo plazo y deben ser asociadas, por lo
tanto, a la variabilidad natural del Sistema Climático.
Figura 1. Concentraciones del CO2 en la atmósfera, durante los últimos 1000
años
Se deduce de lo anterior que el problema de predecir el futuro cambio climático
inducido por el hombre no puede separarse de aquel que implica una completa
comprensión de las variaciones naturales del Sistema.
2. INCREMENTO DEL EFECTO INVERNADERO.
Algunos gases minoritarios de la atmósfera, tales como el dióxido de carbono
(CO2), el óxido nitroso (N2O), el ozono (O3) en la baja atmósfera, el metano (CH4)
así como el vapor de agua, permiten la penetración de la energía solar hasta la
superficie terrestre pero “atrapan” selectivamente, el flujo ascendente de radiación
infrarroja emitido por la Tierra (que de otro modo escaparía al espacio) y generan
así, un efecto protector denominado “efecto de invernadero”. Este efecto produce,
pues, un calentamiento general de la atmósfera baja y de la superficie terrestre.
Gracias a su existencia, la temperatura media en superficie del planeta se eleva a
+15°C, esto es 33°C más que la que ésta tendría si estos gases no estuvieran
presentes en la atmósfera.
A través de su actividad, el hombre es capaz de modificar, voluntariamente o
inadvertidamente, el beneficioso efecto natural que proporcionan los gases
atmosféricos minoritarios mencionados anteriormente. Así la combustión de los
carburantes fósiles, la destrucción de las selvas tropicales y otras actividades
humanas, han provocado un incremento de la presencia de CO2 en la atmósfera
del orden del 25% desde 1860 (ver figura 1). Pero la influencia humana no se
detiene allí, por cuanto algunas de las sustancias químicas que están siendo
incorporadas a la atmósfera por la acción del hombre, no existen naturalmente en
ella sino que son de origen sintético, aparentemente inocuas para la vida, pero con
un gran poder para potenciar el efecto invernadero natural. Tal es el caso de los
clorofluorocarbonos (CFCs), sustancias manufacturadas por el hombre como
propelentes en aerosoles, agentes volátiles en las espumas plásticas,
refrigerantes y solventes.
El nitrógeno y oxígeno son los componentes principales de la atmósfera en
volumen. En conjunto estos dos gases constituyen aproximadamente el 99 % de la
atmósfera seca. Ambos gases tienen asociaciones muy importantes con la vida. El
nitrógeno es removido de la atmósfera y depositado en la superficie terrestre
principalmente por bacterias especializadas fijadoras de nitrógeno, y por medio de
descargas eléctricas dentro de la precipitación. La incorporación de nitrógeno al
suelo de la superficie terrestre y a los cuerpos de agua suministra muchas de las
necesidades nutricionales de las plantas en crecimiento. El nitrógeno retorna a la
atmósfera primariamente a través de la combustión de la biomasa y por el proceso
de denitrificación.
El oxígeno es intercambiado entre la atmósfera y la vida a través del proceso de
fotosíntesis y respiración. La fotosíntesis produce oxígeno cuando el dióxido de
carbón y el agua son químicamente convertidos en glucosa con la ayuda de la luz
solar. La respiración es un proceso recíproco de la fotosíntesis. En la respiración,
el oxígeno es combinado con glucosa para químicamente liberar energía para el
metabolismo. Los productos de esta reacción son agua y dióxido de carbón.
El gas variable más abundante es el vapor de agua. Varía su concentración en la
atmósfera espacialmente y temporalmente. Las concentraciones más altas de
vapor de agua se encuentran cerca del ecuador y sobre los océanos y selvas
tropicales lluviosas (ver figura 2). Las áreas polares, subtropicales y desiertos
continentales son lugares donde el volumen de vapor de agua puede aproximarse
al cero por ciento. El vapor de agua cumple importantes roles sobre nuestro
planeta:
•
Redistribuye la energía calorífica sobre la Tierra a través del intercambio de
calor latente.
•
La condensación de vapor de agua crea precipitación que cae a la superficie
terrestre proveyendo agua dulce para plantas y animales.
•
Ayuda a calentar la atmósfera terrestre a través del efecto invernadero.
Figura 2. Distribución global del agua precipitable en la atmósfera.
El quinto gas más abundante en la atmósfera es el dióxido de carbono. El volumen
de este gas se ha incrementado un 25 % en los últimos 300 años (ver figura 1).
Este incremento es primariamente debido al efecto antropogénico de la quema de
combustibles fósiles, deforestación, y otras formas de cambios en el uso de la
tierra. Algunos científicos creen que este incremento es causado por el
calentamiento global a través de un reforzamiento del efecto invernadero. El
dióxido de carbono es también intercambiado entre la atmósfera y la vida a través
de los procesos de fotosíntesis y respiración.
El metano es un gas de fuerte efecto invernadero. Desde 1750, las
concentraciones de metano en la atmósfera se han incrementado más de 140 %
(ver figura 3). Las fuentes primarias para las cantidades adicionales de metano en
la atmósfera (en orden de importancia) son: cultivo de arroz; pastoreo de
animales; termitas; rellenos sanitarios; minería de carbón; y, extracción de petróleo
y gas. Las condiciones anaeróbicas asociadas con los cultivos de arroz por
inundación resultan en la formación de gas metano. No obstante, una estimación
segura de cuanto metano es producido por los cultivos de arroz ha sido dificultosa
de establecer. Más del 60 % de todos los campos cultivados con arroz están
ubicados en India y China donde los datos científicos respecto a las tasas de
emisión no están disponibles. No obstante, los científicos creen que la contribución
de los campos de arroz es grande a causa de que esta práctica de producción por
inundación del arroz ha sido más que duplicada desde 1950. El pastoreo de
animales libera metano al ambiente como resultado del proceso digestivo. Algunos
investigadores creen que la adición de metano desde esta fuente se ha mas que
cuadruplicado en los últimos cien años. Las termitas también son una fuente de
liberación de metano a través de un proceso similar al anterior. Los cambios en el
uso de la tierra en los trópicos, debido a la deforestación, pasturas, y cultivos
comerciales, pueden haber causado que el número de termitas se expandiera. Si
esta suposición es correcta, la contribución de estos insectos puede ser
importante. El metano es también liberado por los rellenos sanitarios de tierra,
minas de carbón, y las perforaciones para extracción de gas y petróleo. Los
rellenos sanitarios producen metano como descomposición orgánica a lo largo del
tiempo. Los depósitos de carbón, petróleo, y gas natural liberan metano a la
atmósfera cuando estos depósitos son excavados o perforados.
Figura 3. Incremento del dióxido de carbono, metano y óxido nitroso en la
atmósfera.
La concentración promedio del óxido nitroso se está incrementando a una tasa de
0.2 a 0.3 % por año (ver figura 3). Su parte del refuerzo del efecto invernadero es
menor con relación a los otros gases mencionados. No obstante, este juega un
importante rol en la fertilización artificial de los ecosistemas. En casos extremos,
esta fertilización puede llevar a la muerte de bosques, eutrofización de hábitats
acuáticos, y la exclusión de especies. Algunas fuentes para el incremento del
oxido nitroso en la atmósfera incluyen: conversión en el uso de la tierra, quema de
combustibles fósiles; quema de biomasa; y la fertilización del suelo. La mayoría
del óxido nitroso adicionado a la atmósfera cada año proviene de la deforestación
y la conversión de bosque, sabana y pasturas en campos agrícolas y pasturas
artificiales. Ambos de estos procesos reducen la cantidad de nitrógeno
almacenado en la vegetación y el suelo a través de la descomposición de materia
orgánica. Él óxido nitroso es también liberado dentro de la atmósfera cuando son
quemados combustibles fósiles y la biomasa.
No obstante, la contribución combinada al incremento de este gas en la atmósfera
es menor. El uso de fertilizantes de nitrato y amonio para acelerar el crecimiento
es otra fuente de oxido nitroso. La cantidad liberada en este proceso ha sido
dificultosa de cuantificar. Las estimaciones sugieren que la contribución de esta
fuente representa desde 50 % al 0.2 % de todo el óxido nitroso adicionado a la
atmósfera anualmente.
3. CALENTAMIENTO GLOBAL.
Temperatura
El aumento proyectado en la temperatura media del planeta, al nivel de superficie
entre 1990 y el 2100, oscila entre + 1.4°C en el escenario más optimista, y + 5.8°C
en el más pesimista (ver figura 4). Esta tasa de aumento es entre 2 y 10 veces el
observado durante el siglo XX, y de acuerdo a estudios paleoclimáticos es muy
probable que no tenga precedente por lo menos en los últimos 10.000 años.
Precipitación
Como resultado de un ciclo hidrológico más activo, se espera que los promedios
globales anuales de precipitación y evaporación aumenten. Por otra parte, el
ambiente más cálido permitirá una mayor concentración de vapor de agua en la
atmósfera, al nivel global.
Glaciares y campos de hielo
Es muy probable que los glaciares alejados de los Polos continúen retrocediendo
durante el siglo XXI. Asimismo, debido al calentamiento proyectado, existe una
alta probabilidad que las áreas cubiertas de nieve o permafrost, así como las los
hielos marinos disminuyan en extensión.
Nivel del mar
Como resultado de la expansión térmica de los océanos y de pérdida de masa de
los campos de hielos y glaciares se proyecta hasta el año 2100 un aumento del
nivel medio del mar entre + 8 cm y + 88 cm. De todos modos, existe una
considerable incertidumbre acerca de la magnitud de este cambio.
ASPECTOS REGIONALES
Es muy probable que la mayoría de las áreas continentales experimenten una tasa
de calentamiento superior a la que se proyecta al nivel global. Este efecto será
particularmente notorio en las zonas continentales de latitudes medias y altas del
Hemisferio Norte (Norteamérica y Asia) donde los modelos sugieren que el
calentamiento puede exceder en un 40% la tasa media global.
Los cambios regionales de precipitación, tanto por aumento o disminución, se
estiman que serán entre un 5% y un 20%. Específicamente la precipitación
debería aumentar en las latitudes altas de ambos hemisferios, tanto en verano
como en invierno. También se proyectan aumentos invernales en latitudes medias
del Hemisferio Norte, así como sobre Africa tropical y la Antártica, y de verano en
las regiones austral y oriental de Asia. Por otra parte, la precipitación invernal
debería disminuir en Australia, Centroamérica, y en el sur de Africa.
Figura 4. Estimaciones del aumento de la temperatura global en este siglo,
según diferentes escenarios climáticos
4. DISMINUCIÓN DE LA CAPA DE OZONO.
La mayoría del ozono (cerca del 97 %) se encuentra concentrado en la
estratósfera a una altitud de 15 a 55 kilómetros (ver figura 6). Este ozono
estratosférico provee un importante servicio a la vida sobre la Tierra como
absorbente de la dañina radiación ultravioleta. En años recientes, los niveles del
ozono estratosférico han decrecido debido a la liberación gases CFC
(clorofluorocarbonos) en la atmósfera. Desde finales de los 1970, los científicos
han advertido del desarrollo de “agujeros” en la capa de ozono sobre la Antártida.
Las medidas hechas por satélite han indicado que la zona entre 65° N a 65°S ha
sufrido un decrecimiento del 3 % en el ozono estratosférico desde 1978. El ozono
esta altamente concentrado en la superficie terrestre en y alrededor de las
ciudades. La mayoría de este ozono es creado antropogénicamente como
resultado de reacciones entre gases liberados por los escapes de automóviles, la
radiación solar y la presencia de las brumas fotoquímicas o “smog” (smoke-fog).
Este ozono troposférico es tóxico para los organismos que viven sobre la
superficie terrestre.
Figura 5. Formación del ozono a través de la radiación solar.
Figura 6. Distribución vertical del contenido de ozono y temperatura
Figura 7. Contenido medio de Ozono durante 1979 a 1992.
La aparición en la atmósfera del ozono, hace unos 2300 millones de años, a partir
de la liberación del oxígeno gaseoso por acción de las cianobacterias y de la
radiación ultravioleta, determinó una vez que se estabilizó su cantidad, la
posibilidad de la evolución de las formas de vida superiores, no compatibles con
las longitudes de la radiación solar de onda corta del rango ultravioleta.
Hasta hace unos pocos años, los estudios del ozono atmosférico (O3) tuvieron
solo un interés académico por sus importantes propiedades de absorción, tanto en
la banda del ultravioleta como del infrarrojo del espectro solar. Esta absorción
evita la penetración hasta la superficie terrestre de la radiación solar de longitud
inferior a los 300 nm.
4.1) ADQUISICIÓN DE DATOS DE OZONO
Se pueden distinguir tres tipos de medidas de ozono atmosférico: Cantidad total
de O3, distribución vertical y concentración en superficie.
La mayoría de las medidas hasta el presente son las de cantidad total de O3
medidas desde superficie. Se llama contenido de ozono total al contenido en una
columna vertical imaginaria con base de 1 cm2 que se extiende desde la
superficie de la tierra hasta el tope de la atmósfera. Se expresa en términos de
presión, siendo un valor típico de 0.3 atmósfera - centímetros. La unidad utilizada
mas frecuentemente es la miliatmósfera - centímetro también llamada Unidad
Dobson (U.D.). Una unidad Dobson corresponde aproximadamente a una
concentración atmosférica media de una parte por billón en volumen (1 ppbv). Los
valores típicos van desde 230 a 500 unidades Dobson, con un valor medio
mundial de 300 unidades Dobson. Casi el 90% del ozono se encuentra
concentrado en la estratósfera.
Hoy en día existen unas 140 estaciones terrestres de medida de ozono,
complementadas con medidas estimadas por satélite, que constituyen la columna
vertebral del SMOO3 (Sistema Mundial de Vigilancia del Ozono). Estas estaciones
son operadas por unos 60 países e involucran a cientos de científicos. Basándose
en los logros científicos y en respuesta a la preocupación pública, la Organización
Meteorológica Mundial ha puesto en marcha un programa mundial encaminado a
mejorar las observaciones y aumentar nuestro conocimiento de las complejas
interacciones en las que esta implicado el ozono atmosférico. Solamente mediante
el paciente trabajo de muchos científicos podemos ahora percibir cual es o era el
estado "normal" de la capa de ozono y calcular las tendencias del ozono desde los
años 50. La prueba final de la teoría de la reducción del ozono, depende de la
detección de cambios a largo plazo en el ozono total y en su distribución vertical.
Esto requiere un continuo y completo flujo de datos fiables procedentes del
SMOO3. Las medidas realizadas con base terrestre forman el elemento más
importante del sistema, tanto por el que indican en sí mismas como por que
proporcionan la verificación desde tierra de los sistemas con base en los satélites.
Las observaciones realizadas usando el espectrofotómetro Dobson son el puntal
fundamental del SMOO3. Durante los últimos 18 años, se han comparado y
calibrado regularmente para asegurar su calidad. Una red de estaciones
equipadas con instrumentos Dobson permite una precisión de 1.5 por ciento para
el cálculo de las medias anuales. Las comparaciones de los espectrofotómetros
Dobson en la red y el Espectrofotómetro trazador de mapas de ozono total
(TOMS), transportado por satélite, muestran que las observaciones, en más de los
dos tercios de las estaciones difieren en menos de 1.5 por ciento.
4.2) TENDENCIAS DEL OZONO
Los gases CFCs resultan exclusivamente de la actividad humana, como resultado
de actividades industriales y han sido liberados a la atmósfera desde la década de
los años 30. La mayoría de los Países están reduciendo la producción y utilización
de los CFCs de acuerdo al Protocolo de Montreal de 1987. Los CFCs permanecen
en la atmósfera por varios años. Aún cuando las emisiones fueran reducidas o
suprimidas se demorarían décadas o centurias antes de volver a valores de
concentraciones nulos.
Hemisferio Norte
En los últimos años los datos del SMOO3 cuidadosamente recalculados han
revelado una importante reducción en el ozono total. La tendencia negativa es
más fuerte en invierno que en el verano. En los cinturones de latitud centrados en
los 35°, 45° y 55° N, las tendencias de invierno en el hemisferio norte son del
orden del -1.2, del -2.1 y del -3.0 por ciento por decenio. Estas tendencias serían
mayores si no fuera porque las concentraciones de ozono junto al suelo han
aumentado en cerca de un uno por ciento por año en los últimos decenios.
Hemisferio Sur
Las observaciones del ozono están muy dispersas y tienen una calidad variable en
la zona ecuatorial y en el hemisferio sur (aparte de la Antártida). Si embargo, unas
cuantas estaciones independientes que proporcionan buenos datos muestran
reducciones similares a las encontradas en latitudes medias y regiones
subtropicales del norte. El análisis de 11 años (1978-1989), indica una reducción
del ozono similar a la medida por las estaciones de tierra en el hemisferio norte.
Estos datos muestran que el efecto de disolución del "agujero del ozono"
primaveral en la Antártida no es mayor del cinco por ciento y está restringido a
latitudes mas meridionales que 55°S, pero también confirman una reducción del
dos al tres por ciento en el cinturón tropical.
El ozono en los polos
Durante el último decenio, se ha verificado una disminución brusca e inesperada
de la cantidad de ozono existente sobre la Antártida durante la primavera del
hemisferio sur. El lanzamiento de ozonosondas desde varias estaciones indicó
que la disminución ocurría a niveles entre los 12 y 24 km de altura y posiblemente
alcanzó hasta el 95%, en algunos días de octubre y noviembre (ver figura 8). El
peso de la evidencia científica señala a los compuestos de cloro y bromo
generados por el hombre como responsables de esta disminución del ozono.
Muchas de las características de la disminución y recuperación del ozono en la
primavera antártica están influidas decisivamente por las condiciones
meteorológicas.
Fig.8 Estado del “agujero” del ozono en el evento del 20 de noviembre de 1996.
Dentro del territorio uruguayo se ubicó una estación de superficie equipada con un
espectrofotómetro del tipo Dobson para la medida del contenido de ozono en la
columna, y de un sensor especial para la medida de la radiación solar ultravioleta
de la banda B. Esta estación esta ubicada en el aeropuerto de la ciudad de Salto
(31° Sur) y funciona desde mayo de 1996.
5. TENDENCIAS DE LA RADIACIÓN SOLAR ULTRAVIOLETA
La mayor consecuencia de la disminución del ozono estratosférico es el
incremento de los niveles ambientales de la radiación ultravioleta al nivel de la
superficie terrestre. El ozono es selectivo en su capacidad de absorción, absorbe
el 100% por debajo de 290 nm, el 90% por debajo de 304 nm., el 50% por debajo
de 314 nm. y 1% por debajo de 339 nm. Por lo tanto el ozono previene la
exposición a la radiación ultravioleta de la banda C UV-C (100-280 nm), la mayoría
de la UV-B (280-315 nm.), mucho menos de la mitad de la banda corta de la UV-A
(315-340 nm.), muy poco de la banda larga de la UV-A (340-400 nm) y no
absorbe longitudes visibles. Las estimaciones respecto al incremento en superficie
de la radiación ultravioleta con modelos de transferencia radiativa basados en la
disminución del ozono estratosférico sugieren sucederá principalmente sobre
latitudes templadas de ambos hemisferios.
Existen buenas medidas de radiación ultravioleta en periodos cortos, pero hay
muy pocas series de datos extensas. Por otra parte la alta variabilidad de la
radiación ultravioleta debida a la cobertura nubosa (10-20%) y la variación del
ozono (20%) es muy grande comparada con el incremento esperado del 10 al 15%
de la radiación ultravioleta en superficie.
Sin embargo los cambios del comportamiento humano seguramente han tenido un
mayor efecto sobre la exposición humana a la radiación ultravioleta que el
posible cambio debido al adelgazamiento de la capa de ozono.
Estamos seguros que la capa de ozono está sufriendo un proceso de
adelgazamiento, y suponemos que los niveles de radiación solar ultravioleta en
superficie se están incrementando. Pero tenemos aún muchas dudas respecto al
efecto de este aumento sobre la salud humana y sobre los ecosistemas terrestres
y marinos. También existe evidencia que la supresión de las emisiones de gases
fluorocarbonados en el futuro inmediato no provocará una restitución inmediata de
los niveles de ozono en la atmósfera. Por lo tanto los niveles de ultravioleta
deberían seguir incrementándose en el futuro, lo que obligaría a un cambio en el
comportamiento de los seres humanos en su exposición a los rayos solares.