Sensibilidad climática
Concepto en la ciencia del clima

Diagrama de factores que determinan la sensibilidad climática. Después de aumentar los niveles de CO2 , se produce un calentamiento inicial. Este calentamiento se amplifica por el efecto neto de las retroalimentaciones climáticas .

La sensibilidad climática es una medida clave en la ciencia del clima y describe cuánto se calentará la superficie de la Tierra si se duplica la concentración de dióxido de carbono (CO 2 ) atmosférico . [1] [2] Su definición formal es: "El cambio en la temperatura de la superficie en respuesta a un cambio en la concentración de dióxido de carbono (CO 2 ) atmosférico u otro forzamiento radiativo". [3] : 2223  Este concepto ayuda a los científicos a comprender el alcance y la magnitud de los efectos del cambio climático .

La superficie de la Tierra se calienta como consecuencia directa del aumento del CO 2 atmosférico , así como del aumento de las concentraciones de otros gases de efecto invernadero, como el óxido nitroso y el metano . El aumento de las temperaturas tiene efectos secundarios en el sistema climático . Estos efectos secundarios se denominan retroalimentaciones climáticas . Las retroalimentaciones que se refuerzan a sí mismas incluyen, por ejemplo, el derretimiento del hielo que refleja la luz solar, así como una mayor evapotranspiración . Este último efecto aumenta el vapor de agua atmosférico medio, que es en sí mismo un gas de efecto invernadero .

Los científicos no saben exactamente cuán fuertes son estas retroalimentaciones climáticas, por lo que es difícil predecir la cantidad precisa de calentamiento que resultará de un aumento dado en las concentraciones de gases de efecto invernadero. Si la sensibilidad climática resulta ser alta en comparación con las estimaciones científicas, será difícil alcanzar el objetivo del Acuerdo de París de limitar el calentamiento global a menos de 2 °C (3,6 °F). [4]

Existen dos tipos principales de sensibilidad climática: la respuesta climática transitoria , que es el aumento inicial de la temperatura global cuando los niveles de CO2 se duplican, y la sensibilidad climática de equilibrio, que es el aumento de temperatura a largo plazo más grande después de que el planeta se ajusta a la duplicación. La sensibilidad climática se calcula mediante varios métodos: observando directamente la temperatura y las concentraciones de gases de efecto invernadero desde que comenzó la Revolución Industrial alrededor de la década de 1750, utilizando mediciones indirectas del pasado distante de la Tierra y simulando el clima .

Fundamentos

La velocidad a la que la energía llega a la Tierra en forma de luz solar y sale de ella en forma de radiación térmica al espacio debe equilibrarse , o la cantidad total de energía térmica en el planeta en un momento dado aumentará o disminuirá, lo que da como resultado un planeta más cálido o más frío en general. Un factor que impulsa un desequilibrio entre las tasas de energía de radiación entrante y saliente se denomina forzamiento radiativo . Un planeta más cálido irradia calor al espacio más rápido y, por lo tanto, finalmente se alcanza un nuevo equilibrio, con una temperatura y un contenido de energía almacenada más altos . Sin embargo, el calentamiento del planeta también tiene efectos secundarios , que crean un mayor calentamiento en un ciclo de retroalimentación exacerbado . La sensibilidad climática es una medida de cuánto cambio de temperatura causará una cantidad dada de forzamiento radiativo. [5]

Forzamiento radiativo

Los forzamientos radiativos generalmente se cuantifican en vatios por metro cuadrado (W/m2 ) y se promedian sobre la superficie superior de la Tierra, definida como la parte superior de la atmósfera . [6] La magnitud de un forzamiento es específica del impulsor físico y se define en relación con un lapso de tiempo de interés para su aplicación. [7] En el contexto de una contribución a la sensibilidad climática a largo plazo de 1750 a 2020, el aumento del 50% en el CO atmosférico
2se caracteriza por un forzamiento de aproximadamente +2,1 W/m 2 . [8] En el contexto de las contribuciones de corto plazo al desequilibrio energético de la Tierra (es decir, su tasa de calentamiento/enfriamiento), los intervalos de tiempo de interés pueden ser tan cortos como el intervalo entre los muestreos de datos de medición o simulación, y por lo tanto es probable que estén acompañados por valores de forzamiento más pequeños. Los forzamientos de tales investigaciones también se han analizado y reportado en escalas de tiempo decenales. [9] [10]

El forzamiento radiativo provoca cambios a largo plazo en la temperatura global. [11] Varios factores contribuyen al forzamiento radiativo: aumento de la radiación descendente debido al efecto invernadero , variabilidad de la radiación solar debido a cambios en la órbita planetaria , cambios en la irradiancia solar , efectos directos e indirectos causados ​​por aerosoles (por ejemplo, cambios en el albedo debido a la cobertura de nubes) y cambios en el uso de la tierra (deforestación o pérdida de la capa de hielo reflectante). [6] En la investigación contemporánea, el forzamiento radiativo de los gases de efecto invernadero se entiende bien. A partir de 2019 [actualizar], siguen existiendo grandes incertidumbres para los aerosoles. [12] [13]

Números clave

Los niveles de dióxido de carbono (CO 2 ) aumentaron de 280 partes por millón (ppm) en el siglo XVIII, cuando los humanos en la Revolución Industrial comenzaron a quemar cantidades significativas de combustibles fósiles como el carbón, a más de 415 ppm en 2020. Como el CO 2 es un gas de efecto invernadero , impide que la energía térmica salga de la atmósfera de la Tierra. En 2016, los niveles atmosféricos de CO 2 habían aumentado un 45% con respecto a los niveles preindustriales, y el forzamiento radiativo causado por el aumento de CO 2 ya era más del 50% más alto que en la época preindustrial debido a efectos no lineales. [14] [nota 1] Entre el comienzo de la Revolución Industrial en el siglo XVIII y el año 2020, la temperatura de la Tierra aumentó un poco más de un grado Celsius (aproximadamente dos grados Fahrenheit). [15]

Importancia social

Dado que la economía de la mitigación del cambio climático depende en gran medida de la rapidez con la que se deba alcanzar la neutralidad de carbono , las estimaciones de la sensibilidad climática pueden tener importantes implicancias económicas y para la formulación de políticas. Un estudio sugiere que reducir a la mitad la incertidumbre del valor de la respuesta climática transitoria (TCR) podría ahorrar billones de dólares. [16] Una mayor sensibilidad climática significaría aumentos más drásticos de la temperatura, lo que hace más prudente tomar medidas climáticas significativas. [17] Si la sensibilidad climática resulta estar en el extremo superior de lo que estiman los científicos, no se podrá alcanzar el objetivo del Acuerdo de París de limitar el calentamiento global muy por debajo de los 2 °C, y los aumentos de temperatura superarán ese límite, al menos temporalmente. Un estudio estimó que las emisiones no se pueden reducir lo suficientemente rápido para cumplir el objetivo de los 2 °C si la sensibilidad climática de equilibrio (la medida a largo plazo) es superior a 3,4 °C (6,1 °F). [4] Cuanto más sensible sea el sistema climático a los cambios en las concentraciones de gases de efecto invernadero, más probable es que tenga décadas en las que las temperaturas sean mucho más altas o mucho más bajas que el promedio de largo plazo. [18] [19]

Factores que determinan la sensibilidad

El forzamiento radiativo causado por una duplicación de los niveles de CO2 atmosférico ( de las 280 ppm de la era preindustrial) es de aproximadamente 3,7 vatios por metro cuadrado (W/m2 ) . En ausencia de retroalimentaciones, el desequilibrio energético acabaría dando lugar a un calentamiento global de aproximadamente 1 °C (1,8 °F) . Esa cifra es fácil de calcular utilizando la ley de Stefan-Boltzmann [nota 2] [20] y no está en disputa. [21]

Otra contribución surge de las retroalimentaciones climáticas , tanto las que se refuerzan a sí mismas como las que se equilibran . [22] [23] La incertidumbre en las estimaciones de la sensibilidad climática proviene enteramente del modelado de las retroalimentaciones en el sistema climático, incluyendo la retroalimentación del vapor de agua , la retroalimentación del albedo del hielo , la retroalimentación de las nubes y la retroalimentación del gradiente térmico . [21] Las retroalimentaciones de equilibrio tienden a contrarrestar el calentamiento al aumentar la tasa a la que se irradia energía al espacio desde un planeta más cálido. Las retroalimentaciones exacerbadoras aumentan el calentamiento; por ejemplo, las temperaturas más altas pueden hacer que el hielo se derrita, lo que reduce el área de hielo y la cantidad de luz solar que el hielo refleja, lo que a su vez resulta en que se irradia menos energía térmica al espacio. La sensibilidad climática depende del equilibrio entre esas retroalimentaciones. [20]

Tipos

Esquema de cómo se relacionan entre sí las diferentes medidas de sensibilidad climática

Dependiendo de la escala temporal, existen dos formas principales de definir la sensibilidad climática: la respuesta climática transitoria de corto plazo (TCR, por sus siglas en inglés) y la sensibilidad climática de equilibrio de largo plazo (ECS, por sus siglas en inglés), las cuales incorporan el calentamiento resultante de los ciclos de retroalimentación exacerbantes . No son categorías discretas, pero se superponen. La sensibilidad a los aumentos del CO2 atmosférico se mide en la cantidad de cambio de temperatura para duplicar la concentración de CO2 atmosférico . [ 24] [25]

Aunque el término "sensibilidad climática" se utiliza habitualmente para la sensibilidad al forzamiento radiativo causado por el aumento del CO 2 atmosférico , es una propiedad general del sistema climático. Otros agentes también pueden causar un desequilibrio radiativo. La sensibilidad climática es el cambio en la temperatura del aire en la superficie por unidad de cambio en el forzamiento radiativo, y el parámetro de sensibilidad climática [nota 3] se expresa, por tanto, en unidades de °C/(W/m 2 ). La sensibilidad climática es aproximadamente la misma independientemente de la razón del forzamiento radiativo (por ejemplo, los gases de efecto invernadero o la variación solar ). [26] Cuando la sensibilidad climática se expresa como el cambio de temperatura para un nivel de CO 2 atmosférico que duplica el nivel preindustrial, sus unidades son grados Celsius (°C).

Respuesta climática transitoria

La respuesta climática transitoria (TCR) se define como "el cambio en la temperatura media global de la superficie, promediada durante un período de 20 años, centrada en el momento de la duplicación del dióxido de carbono atmosférico, en una simulación de modelo climático" en la que la concentración atmosférica de CO 2 aumenta un 1% por año. [27] Esa estimación se genera utilizando simulaciones de corto plazo. [28] La respuesta transitoria es menor que la sensibilidad climática de equilibrio porque las retroalimentaciones más lentas, que exacerban el aumento de la temperatura, tardan más tiempo en responder por completo a un aumento en la concentración atmosférica de CO 2. Por ejemplo, el océano profundo tarda muchos siglos en alcanzar un nuevo estado estable después de una perturbación durante la cual continúa sirviendo como disipador de calor , lo que enfría el océano superior. [29] La evaluación de la literatura del IPCC estima que la TCR probablemente se encuentra entre 1 °C (1,8 °F) y 2,5 °C (4,5 °F). [30]

Una medida relacionada es la respuesta climática transitoria a las emisiones acumuladas de carbono (TCRE), que es el cambio de temperatura superficial promedio global después de que se han emitido 1000 GtC de CO 2. [31] Como tal, incluye no solo las retroalimentaciones de temperatura al forzamiento sino también el ciclo del carbono y las retroalimentaciones del ciclo del carbono. [32]

Sensibilidad climática de equilibrio

La sensibilidad climática de equilibrio (ECS) es el aumento de temperatura a largo plazo ( temperatura media global de equilibrio del aire cerca de la superficie ) que se espera que resulte de una duplicación de la concentración atmosférica de CO 2 (ΔT 2× ). Es una predicción de la nueva temperatura media global del aire cerca de la superficie una vez que la concentración de CO 2 haya dejado de aumentar, y la mayoría de las retroalimentaciones hayan tenido tiempo de tener su efecto completo. Alcanzar una temperatura de equilibrio puede llevar siglos o incluso milenios después de que el CO 2 se haya duplicado. La ECS es más alta que la TCR debido a los efectos amortiguadores de corto plazo de los océanos. [25] Se utilizan modelos informáticos para estimar la ECS. [33] Una estimación integral significa que modelar todo el lapso de tiempo durante el cual las retroalimentaciones significativas continúan cambiando las temperaturas globales en el modelo, como el equilibrio total de las temperaturas oceánicas, requiere ejecutar un modelo informático que cubra miles de años. Sin embargo, existen métodos menos intensivos en computación . [34]

El Sexto Informe de Evaluación ( AR6 ) del IPCC afirmó que hay un alto grado de confianza en que el ECS se encuentra dentro del rango de 2,5 °C a 4 °C, con una mejor estimación de 3 °C. [35]

Las largas escalas de tiempo involucradas en el ECS hacen que posiblemente sea una medida menos relevante para las decisiones políticas en torno al cambio climático. [36]

Sensibilidad climática efectiva

Una aproximación común a la ECS es la sensibilidad climática de equilibrio efectivo, que es una estimación de la sensibilidad climática de equilibrio mediante el uso de datos de un sistema climático en un modelo o en observaciones del mundo real que aún no está en equilibrio. [27] Las estimaciones suponen que el efecto de amplificación neta de las retroalimentaciones, medido después de un período de calentamiento, permanecerá constante después. [37] Esto no es necesariamente cierto, ya que las retroalimentaciones pueden cambiar con el tiempo . [38] [27] En muchos modelos climáticos, las retroalimentaciones se vuelven más fuertes con el tiempo y, por lo tanto, la sensibilidad climática efectiva es menor que la ECS real. [39]

Sensibilidad del sistema terrestre

Por definición, la sensibilidad climática de equilibrio no incluye retroalimentaciones que tardan milenios en surgir, como los cambios a largo plazo en el albedo de la Tierra debido a los cambios en las capas de hielo y la vegetación. Incluye la respuesta lenta del calentamiento de los océanos profundos, que también lleva milenios, y por eso la ECS no refleja el calentamiento futuro real que ocurriría si el CO 2 se estabiliza en el doble de los valores preindustriales. [40] La sensibilidad del sistema terrestre (ESS) incorpora los efectos de estos bucles de retroalimentación más lentos, como el cambio en el albedo de la Tierra por el derretimiento de grandes capas de hielo continentales , que cubrieron gran parte del hemisferio norte durante el Último Máximo Glacial y aún cubren Groenlandia y la Antártida ). También se incluyen los cambios en el albedo como resultado de los cambios en la vegetación, así como los cambios en la circulación oceánica. [41] [42] Los bucles de retroalimentación a más largo plazo hacen que la ESS sea más grande que la ECS, posiblemente el doble. Los datos de la historia geológica de la Tierra se utilizan para estimar la ESS. Las diferencias entre las condiciones climáticas actuales y las de hace mucho tiempo implican que las estimaciones de la futura ESS son muy inciertas. [43] A diferencia de la ECS y la TCR, el ciclo del carbono no está incluido en la definición de la ESS, pero sí todos los demás elementos del sistema climático. [44]

Sensibilidad a la naturaleza de la fuerza

Diferentes agentes de forzamiento, como los gases de efecto invernadero y los aerosoles, pueden compararse utilizando su forzamiento radiativo, el desequilibrio radiativo inicial promediado en todo el globo. La sensibilidad climática es la cantidad de calentamiento por forzamiento radiativo. En una primera aproximación, la causa del desequilibrio radiativo no importa si son los gases de efecto invernadero u otra cosa. Sin embargo, el forzamiento radiativo de fuentes distintas del CO 2 puede causar un calentamiento de la superficie algo mayor o menor que un forzamiento radiativo similar del CO 2 . La cantidad de retroalimentación varía principalmente porque los forzamientos no están distribuidos uniformemente en el globo. Los forzamientos que inicialmente calientan el hemisferio norte, la tierra o las regiones polares son sistemáticamente más fuertemente efectivos para cambiar las temperaturas que un forzamiento equivalente del CO 2 , que está distribuido más uniformemente en el globo. Esto se debe a que esas regiones tienen más retroalimentaciones que se refuerzan a sí mismas, como la retroalimentación del albedo del hielo. Varios estudios indican que los aerosoles emitidos por los humanos son más efectivos que el CO 2 para cambiar las temperaturas globales, y el forzamiento volcánico es menos efectivo. [45] Cuando la sensibilidad climática al forzamiento del CO 2 se estima utilizando la temperatura y el forzamiento históricos (causados ​​por una mezcla de aerosoles y gases de efecto invernadero), y ese efecto no se tiene en cuenta, se subestima la sensibilidad climática. [46]

Dependencia del Estado

Impresión artística de una Tierra con forma de bola de nieve.

La sensibilidad climática se ha definido como el cambio de temperatura a corto o largo plazo resultante de cualquier duplicación del CO2 , pero hay evidencia de que la sensibilidad del sistema climático de la Tierra no es constante. Por ejemplo, el planeta tiene hielo polar y glaciares de gran altitud . Hasta que el hielo del mundo se haya derretido por completo, un ciclo de retroalimentación hielo-albedo exacerbado hace que el sistema sea más sensible en general. [47] A lo largo de la historia de la Tierra, se cree que múltiples períodos tuvieron nieve y hielo cubriendo casi todo el globo. En la mayoría de los modelos de "Tierra bola de nieve", partes de los trópicos estaban al menos intermitentemente libres de cubierta de hielo. A medida que el hielo avanzaba o retrocedía, la sensibilidad climática debe haber sido muy alta, ya que los grandes cambios en el área de cubierta de hielo habrían generado una retroalimentación hielo-albedo muy fuerte . Se cree que los cambios en la composición atmosférica volcánica proporcionaron el forzamiento radiativo necesario para escapar del estado de bola de nieve. [48]

La sensibilidad climática de equilibrio puede cambiar con el clima.

A lo largo del período Cuaternario (los 2,58 millones de años más recientes), el clima ha oscilado entre períodos glaciares , siendo el más reciente el Último Máximo Glacial , y períodos interglaciares , siendo el más reciente el Holoceno actual , pero la sensibilidad climática del período es difícil de determinar. El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno , hace unos 55,5 millones de años, fue inusualmente cálido y puede haberse caracterizado por una sensibilidad climática superior a la media. [49]

La sensibilidad climática puede cambiar aún más si se cruzan los puntos de inflexión. Es poco probable que los puntos de inflexión provoquen cambios a corto plazo en la sensibilidad climática. Si se cruza un punto de inflexión, se espera que la sensibilidad climática cambie en la escala de tiempo del subsistema que alcanza su punto de inflexión. Especialmente si hay múltiples puntos de inflexión interactuando, la transición del clima a un nuevo estado puede ser difícil de revertir. [50]

Las dos definiciones más comunes de sensibilidad climática especifican el estado del clima: el ECS y el TCR se definen para una duplicación con respecto a los niveles de CO2 en la era preindustrial. Debido a los posibles cambios en la sensibilidad climática, el sistema climático puede calentarse en una cantidad diferente después de una segunda duplicación del CO2 que después de una primera duplicación. Se espera que el efecto de cualquier cambio en la sensibilidad climática sea pequeño o insignificante en el primer siglo después de que se libere más CO2 a la atmósfera. [ 47]

Estimación

Utilizando datos de la era industrial (1750-presente)

La sensibilidad climática se puede estimar utilizando el aumento de temperatura observado, la absorción de calor oceánico observada y el forzamiento radiativo observado o modelado. Los datos se vinculan a través de un modelo de balance energético simple para calcular la sensibilidad climática. [51] El forzamiento radiativo se modela a menudo porque los satélites de observación de la Tierra que lo miden han existido solo durante una parte de la Era Industrial (solo desde fines de la década de 1950). Las estimaciones de la sensibilidad climática calculadas utilizando estas restricciones energéticas globales han sido consistentemente más bajas que las calculadas utilizando otros métodos, [52] alrededor de 2 °C (3,6 °F) o menos. [51] [53] [54] [55]

Las estimaciones de la respuesta climática transitoria (TCR) que se han calculado a partir de modelos y datos de observación pueden conciliarse si se tiene en cuenta que se toman menos mediciones de temperatura en las regiones polares, que se calientan más rápidamente que la Tierra en su conjunto . Si solo se utilizan las regiones para las que se dispone de mediciones para evaluar el modelo, las diferencias en las estimaciones de la TCR son insignificantes. [25] [56]

Un modelo climático muy simple podría estimar la sensibilidad climática a partir de datos de la Era Industrial [21] esperando a que el sistema climático alcance el equilibrio y luego midiendo el calentamiento resultante, Δ T eq (°C). Entonces sería posible calcular la sensibilidad climática de equilibrio, S (°C), utilizando el forzamiento radiativo Δ F (W/m 2 ) y el aumento de temperatura medido. El forzamiento radiativo resultante de una duplicación del CO 2 , F 2 CO 2 × {\displaystyle \veces} , es relativamente bien conocido, aproximadamente 3,7 W/m 2 . Combinando esa información se obtiene esta ecuación:

S = Δ yo mi q × F 2 × do Oh 2 / Δ F {\displaystyle S=\Delta T_{eq}\times F_{2\times CO_{2}}/\Delta F} .

Sin embargo, el sistema climático no está en equilibrio, ya que el calentamiento real va a la zaga del calentamiento de equilibrio, en gran medida porque los océanos absorben calor y tardarán siglos o milenios en alcanzar el equilibrio. [21] Para estimar la sensibilidad climática a partir de los datos de la era industrial es necesario ajustar la ecuación anterior. El forzamiento real que siente la atmósfera es el forzamiento radiativo menos la absorción de calor del océano, H (W/m 2 ), por lo que la sensibilidad climática se puede estimar:

S = Δ yo × F 2 × do Oh 2 / ( Δ F − yo ) . {\displaystyle S=\Delta T\times F_{2\times CO_{2}}/(\Delta FH).}

El aumento de la temperatura global entre el comienzo del Período Industrial, que se considera como 1750 , y 2011 fue de aproximadamente 0,85 °C (1,53 °F). En 2011, el forzamiento radiativo del CO2 y otros gases de efecto invernadero de larga duración (principalmente metano , óxido nitroso y clorofluorocarbono ) que se han emitido desde el siglo XVIII fue de aproximadamente 2,8 W/m2 . El forzamiento climático, Δ F , también contiene contribuciones de la actividad solar (+0,05 W/m2 ) , aerosoles (−0,9 W/m2 ) , ozono (+0,35 W/m2 ) y otras influencias menores, lo que lleva el forzamiento total durante el Período Industrial a 2,2 W/m2 , según la mejor estimación del Quinto Informe de Evaluación del IPCC en 2014, con una incertidumbre sustancial. [57] La ​​absorción de calor del océano, estimada por el mismo informe en sea ​​0,42 W/m 2 , [58] da un valor para S de 1,8 °C (3,2 °F).

Otras estrategias

En teoría, las temperaturas de la era industrial también podrían utilizarse para determinar una escala temporal para la respuesta de temperatura del sistema climático y, por lo tanto, la sensibilidad climática: [59] si se conoce la capacidad térmica efectiva del sistema climático y se estima la escala temporal utilizando la autocorrelación de la temperatura medida, se puede derivar una estimación de la sensibilidad climática. Sin embargo, en la práctica, la determinación simultánea de la escala temporal y la capacidad térmica es difícil. [60] [61] [62]

Se han hecho intentos de utilizar el ciclo solar de 11 años para limitar la respuesta climática transitoria. [63] La irradiancia solar es aproximadamente 0,9 W/m 2 más alta durante un máximo solar que durante un mínimo solar , y esos efectos se pueden observar en las temperaturas globales promedio medidas de 1959 a 2004. [64] Desafortunadamente, los mínimos solares en el período coincidieron con erupciones volcánicas, que tienen un efecto de enfriamiento en la temperatura global . Debido a que las erupciones causaron una disminución mayor y menos bien cuantificada en el forzamiento radiativo que la irradiancia solar reducida, es cuestionable si se pueden derivar conclusiones cuantitativas útiles de las variaciones de temperatura observadas. [65]

Las observaciones de erupciones volcánicas también se han utilizado para intentar estimar la sensibilidad climática, pero como los aerosoles de una sola erupción duran como máximo un par de años en la atmósfera, el sistema climático nunca puede acercarse al equilibrio y hay menos enfriamiento que el que habría si los aerosoles permanecieran en la atmósfera durante más tiempo. Por lo tanto, las erupciones volcánicas brindan información solo sobre un límite inferior de la sensibilidad climática transitoria. [66]

Utilizando datos del pasado de la Tierra

La sensibilidad climática histórica se puede estimar utilizando reconstrucciones de las temperaturas pasadas de la Tierra y los niveles de CO2 . Los paleoclimatólogos han estudiado diferentes períodos geológicos, como el cálido Plioceno (hace 5,3 a 2,6 millones de años) y el más frío Pleistoceno (hace 2,6 millones a 11.700 años), [67] y han buscado períodos que sean de alguna manera análogos o informativos sobre el cambio climático actual. Los climas más remotos en la historia de la Tierra son más difíciles de estudiar porque hay menos datos disponibles sobre ellos. Por ejemplo, las concentraciones pasadas de CO2 se pueden derivar del aire atrapado en los núcleos de hielo , pero a partir de 2020 [actualizar], el núcleo de hielo continuo más antiguo tiene menos de un millón de años. [68] Los períodos recientes, como el Último Máximo Glacial (LGM) (hace unos 21.000 años) y el Holoceno Medio (hace unos 6.000 años), a menudo se estudian, especialmente cuando se dispone de más información sobre ellos. [69] [70]

Una estimación de la sensibilidad realizada en 2007 utilizando datos de los últimos 420 millones de años es coherente con las sensibilidades de los modelos climáticos actuales y con otras determinaciones. [71] El Máximo Térmico del Paleoceno-Eoceno (hace unos 55,5 millones de años), un período de 20.000 años durante el cual una cantidad masiva de carbono entró en la atmósfera y las temperaturas globales promedio aumentaron aproximadamente 6 °C (11 °F), también proporciona una buena oportunidad para estudiar el sistema climático cuando estaba en un estado cálido. [72] Los estudios de los últimos 800.000 años han concluido que la sensibilidad climática era mayor en los períodos glaciares que en los períodos interglaciares. [73]

Como sugiere el nombre, el Último Máximo Glacial fue mucho más frío que hoy, y hay buenos datos disponibles sobre las concentraciones atmosféricas de CO2 y el forzamiento radiativo de ese período. [ 74] El forzamiento orbital del período fue diferente al de hoy, pero tuvo poco efecto en las temperaturas medias anuales. [75] La estimación de la sensibilidad climática a partir del Último Máximo Glacial se puede hacer de varias maneras diferentes. [74] Una forma es utilizar estimaciones del forzamiento radiativo global y la temperatura directamente. El conjunto de mecanismos de retroalimentación activos durante el período, sin embargo, puede ser diferente de las retroalimentaciones causadas por una duplicación actual del CO2 [ 76] , lo que introduce una incertidumbre adicional. [75] [77] En un enfoque diferente, se utiliza un modelo de complejidad intermedia para simular las condiciones durante el período. Se ejecutan varias versiones de este modelo único, con diferentes valores elegidos para parámetros inciertos, de modo que cada versión tiene un ECS diferente. Los resultados que mejor simulan el enfriamiento observado del LGM probablemente produzcan los valores de ECS más realistas. [78]

Utilizando modelos climáticos

Histograma de la sensibilidad climática de equilibrio derivada de diferentes supuestos plausibles
Distribución de frecuencias de la sensibilidad climática en equilibrio basada en simulaciones de la duplicación del CO 2 . [79] Cada simulación de modelo tiene diferentes estimaciones para procesos que los científicos no entienden suficientemente. Pocas de las simulaciones dan como resultado un calentamiento inferior a 2 °C (3,6 °F) o significativamente superior a 4 °C (7,2 °F). [79] Sin embargo, el sesgo positivo , que también se encuentra en otros estudios, [80] sugiere que si las concentraciones de dióxido de carbono se duplican, la probabilidad de aumentos grandes o muy grandes en la temperatura es mayor que la probabilidad de aumentos pequeños. [79]

Los modelos climáticos simulan el calentamiento impulsado por el CO2 del futuro así como del pasado. Operan sobre principios similares a los modelos subyacentes que predicen el clima , pero se centran en procesos a más largo plazo. Los modelos climáticos suelen comenzar con un estado inicial y luego aplican leyes físicas y conocimientos sobre biología para generar estados posteriores. Al igual que con el modelado del clima, ninguna computadora tiene el poder de modelar la complejidad de todo el planeta y, por lo tanto, se utilizan simplificaciones para reducir esa complejidad a algo manejable. Una simplificación importante divide la atmósfera de la Tierra en celdas modelo. Por ejemplo, la atmósfera podría dividirse en cubos de aire de diez o cien kilómetros de lado. Cada celda modelo se trata como si fuera homogénea . Los cálculos para las celdas modelo son mucho más rápidos que tratar de simular cada molécula de aire por separado. [81]

Una resolución de modelo más baja (celdas de modelo grandes y pasos de tiempo largos) requiere menos potencia de cálculo, pero no puede simular la atmósfera con tanto detalle. Un modelo no puede simular procesos más pequeños que las celdas del modelo o de menor duración que un único paso de tiempo. Por lo tanto, los efectos de los procesos de menor escala y de menor duración deben estimarse utilizando otros métodos. Las leyes físicas contenidas en los modelos también pueden simplificarse para acelerar los cálculos. La biosfera debe incluirse en los modelos climáticos. Los efectos de la biosfera se estiman utilizando datos sobre el comportamiento promedio del conjunto de plantas promedio de un área en las condiciones modeladas. Por lo tanto, la sensibilidad climática es una propiedad emergente de estos modelos. No está prescrita, sino que se desprende de la interacción de todos los procesos modelados. [25]

Para estimar la sensibilidad climática, se ejecuta un modelo utilizando una variedad de forzamientos radiativos (duplicación rápida, duplicación gradual o siguiendo emisiones históricas) y los resultados de temperatura se comparan con el forzamiento aplicado. Diferentes modelos brindan diferentes estimaciones de la sensibilidad climática, pero tienden a estar dentro de un rango similar, como se describió anteriormente.

Pruebas, comparaciones y conjuntos climáticos

La modelización del sistema climático puede dar lugar a una amplia gama de resultados. A menudo se utilizan modelos que utilizan diferentes parámetros plausibles en su aproximación de las leyes físicas y el comportamiento de la biosfera, lo que forma un conjunto de física perturbada , que intenta modelar la sensibilidad del clima a diferentes tipos y cantidades de cambio en cada parámetro. Alternativamente, se combinan modelos estructuralmente diferentes desarrollados en diferentes instituciones, creando un conjunto. Al seleccionar solo las simulaciones que pueden simular bien alguna parte del clima histórico, se puede realizar una estimación restringida de la sensibilidad climática. Una estrategia para obtener resultados más precisos es poner más énfasis en los modelos climáticos que funcionan bien en general. [82]

Un modelo se prueba utilizando observaciones, datos paleoclimáticos o ambos para ver si los replica con precisión. Si no lo hace, se buscan imprecisiones en el modelo físico y las parametrizaciones, y se modifica el modelo. Para los modelos utilizados para estimar la sensibilidad climática, se buscan métricas de prueba específicas que estén vinculadas directa y físicamente con la sensibilidad climática. Ejemplos de tales métricas son los patrones globales de calentamiento, [83] la capacidad de un modelo para reproducir la humedad relativa observada en los trópicos y subtrópicos, [84] patrones de radiación de calor, [85] y la variabilidad de la temperatura en torno al calentamiento histórico de largo plazo. [86] [87] [88] Los modelos climáticos de conjunto desarrollados en diferentes instituciones tienden a producir estimaciones restringidas de ECS que son ligeramente superiores a 3 °C (5,4 °F). Los modelos con ECS ligeramente superiores a 3 °C (5,4 °F) simulan las situaciones anteriores mejor que los modelos con una sensibilidad climática menor. [89]

Existen muchos proyectos y grupos que comparan y analizan los resultados de múltiples modelos. Por ejemplo, el Proyecto de Intercomparación de Modelos Acoplados (CMIP, por sus siglas en inglés) se viene desarrollando desde los años 1990. [90]

Estimaciones históricas

En el siglo XIX, Svante Arrhenius fue la primera persona en cuantificar el calentamiento global como consecuencia de una duplicación de la concentración de CO 2 . En su primer artículo sobre el tema, estimó que la temperatura global aumentaría alrededor de 5 a 6 °C (9,0 a 10,8 °F) si se duplicara la cantidad de CO 2 . En un trabajo posterior, revisó esa estimación a 4 °C (7,2 °F). [91] Arrhenius utilizó las observaciones de Samuel Pierpont Langley sobre la radiación emitida por la luna llena para estimar la cantidad de radiación que era absorbida por el vapor de agua y por el CO 2 . Para tener en cuenta la retroalimentación del vapor de agua, asumió que la humedad relativa se mantendría igual bajo el calentamiento global. [92] [93]

El primer cálculo de la sensibilidad climática que utilizó mediciones detalladas de espectros de absorción , así como el primer cálculo que utilizó una computadora para la integración numérica de la transferencia radiativa a través de la atmósfera, fue realizado por Syukuro Manabe y Richard Wetherald en 1967. [94] Suponiendo una humedad constante, calcularon una sensibilidad climática de equilibrio de 2,3 °C por duplicación del CO2 , que redondearon a 2 °C, el valor más citado de su trabajo, en el resumen del artículo. El trabajo ha sido llamado "posiblemente el mejor artículo científico sobre el clima de todos los tiempos" [95] y "el estudio más influyente sobre el clima de todos los tiempos". [96]

Un comité sobre calentamiento global antropogénico , convocado en 1979 por la Academia Nacional de Ciencias de los Estados Unidos y presidido por Jule Charney , [97] estimó que la sensibilidad climática de equilibrio es de 3 °C (5,4 °F), más o menos 1,5 °C (2,7 °F). En 1979, los únicos modelos disponibles eran la estimación de Manabe y Wetherald (2 °C (3,6 °F)), la estimación de James E. Hansen de 4 °C (7,2 °F) y el modelo de Charney. Según Manabe, hablando en 2004, "Charney eligió 0,5 °C como margen de error razonable, lo restó del número de Manabe y lo añadió al de Hansen, dando lugar al rango de 1,5 a 4,5 °C (2,7 a 8,1 °F) de sensibilidad climática probable que ha aparecido en todas las evaluaciones de invernadero desde entonces..." [98] En 2008, el climatólogo Stefan Rahmstorf dijo: "En ese momento [se publicó], el rango [de incertidumbre] de la estimación [del informe Charney] era muy inestable. Desde entonces, muchos centros de investigación climática de todo el mundo han desarrollado muchos modelos enormemente mejorados". [21]

Informes de evaluación del IPCC

Diagrama que muestra cinco estimaciones históricas de la sensibilidad climática de equilibrio realizadas por el IPCC
Estimaciones históricas de la sensibilidad climática a partir de las evaluaciones del IPCC. Los tres primeros informes dieron un rango de probabilidad cualitativo, y el cuarto y el quinto informe de evaluación cuantificaron formalmente la incertidumbre. El rango azul oscuro se considera con una probabilidad superior al 66%. [99] [100]

A pesar de los considerables avances en la comprensión del sistema climático de la Tierra , las evaluaciones siguieron informando rangos de incertidumbre similares para la sensibilidad climática durante algún tiempo después del informe Charney de 1979. [101] El Primer Informe de Evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climático (IPCC), publicado en 1990, estimó que la sensibilidad climática de equilibrio a una duplicación del CO 2 se encontraba entre 1,5 y 4,5 °C (2,7 y 8,1 °F), con una "mejor estimación a la luz del conocimiento actual" de 2,5 °C (4,5 °F). [102] El informe utilizó modelos con representaciones simplificadas de la dinámica oceánica . El informe complementario del IPCC de 1992 , que utilizó modelos de circulación oceánica completa , no vio "ninguna razón convincente para justificar el cambio" de la estimación de 1990; [103] y el Segundo Informe de Evaluación del IPCC afirmó que "no han surgido razones sólidas para cambiar [estas estimaciones]", [104] en los informes, gran parte de la incertidumbre en torno a la sensibilidad climática se atribuyó a un conocimiento insuficiente de los procesos de las nubes. El Tercer Informe de Evaluación del IPCC de 2001 también mantuvo este rango probable. [105]

Los autores del Cuarto Informe de Evaluación del IPCC de 2007 [99] afirmaron que la confianza en las estimaciones de la sensibilidad climática en equilibrio había aumentado sustancialmente desde el Tercer Informe Anual. [106] Los autores del IPCC concluyeron que es muy probable que la sensibilidad climática en equilibrio sea mayor que 1,5 °C (2,7 °F) y que se encuentre en el rango de 2 a 4,5 °C (3,6 a 8,1 °F), con un valor más probable de alrededor de 3 °C (5,4 °F). El IPCC afirmó que razones físicas fundamentales y limitaciones de datos impiden descartar una sensibilidad climática mayor que 4,5 °C (8,1 °F), pero las estimaciones de la sensibilidad climática en el rango probable concordaban mejor con las observaciones y los datos climáticos indirectos . [106]

El Quinto Informe de Evaluación del IPCC de 2013 volvió al rango anterior de 1,5 a 4,5 °C (2,7 a 8,1 °F) (con un nivel de confianza alto), porque algunas estimaciones que utilizaban datos de la era industrial arrojaron resultados bajos. [25] El informe también afirmó que es extremadamente improbable que el ECS sea inferior a 1 °C (1,8 °F) (nivel de confianza alto), y es muy improbable que sea superior a 6 °C (11 °F) (nivel de confianza medio). Esos valores se calcularon combinando los datos disponibles con el criterio de expertos. [100]

En preparación para el Sexto Informe de Evaluación del IPCC de 2021 , grupos científicos de todo el mundo desarrollaron una nueva generación de modelos climáticos. [107] [108] En 27 modelos climáticos globales , se produjeron estimaciones de una mayor sensibilidad climática. Los valores abarcaron de 1,8 a 5,6 °C (3,2 a 10,1 °F) y superaron los 4,5 °C (8,1 °F) en 10 de ellos. [109] [110] Las estimaciones de la sensibilidad climática de equilibrio cambiaron de 3,2 °C a 3,7 °C y las estimaciones de la respuesta climática transitoria de 1,8 °C a 2,0 °C. [111] La causa del aumento de la ECS radica principalmente en la mejora de la modelización de las nubes. Ahora se cree que los aumentos de temperatura provocan disminuciones más pronunciadas en el número de nubes bajas, y menos nubes bajas significan que el planeta absorbe más luz solar y menos se refleja al espacio. [111] [109] [112] [113]

Las deficiencias restantes en la simulación de nubes pueden haber llevado a sobreestimaciones, [114] ya que los modelos con los valores ECS más altos no eran consistentes con el calentamiento observado. [115] Una quinta parte de los modelos comenzaron a "calentarse", prediciendo que el calentamiento global produciría temperaturas significativamente más altas de lo que se considera plausible. [116] [117] Según estos modelos, conocidos como modelos calientes , las temperaturas globales promedio en el peor escenario aumentarían más de 5  °C por encima de los niveles preindustriales para 2100, [118] con un impacto "catastrófico" en la sociedad humana. [119] En comparación, las observaciones empíricas combinadas con modelos de física indican que el rango "muy probable" está entre 2,3 y 4,7  °C. También se sabe que los modelos con una sensibilidad climática muy alta son pobres en la reproducción de tendencias climáticas históricas conocidas, como el calentamiento durante el siglo XX o el enfriamiento durante la última edad de hielo . [117] Por estas razones, las predicciones de los modelos calientes se consideran inverosímiles y el IPCC les ha dado menos peso en 2022. [114]

Véase también

Notas

  1. ^ El nivel de CO 2 en 2016 fue de 403 ppm, lo que supone menos del 50% más que la concentración de CO 2 de la era preindustrial, de 278 ppm. Sin embargo, como el aumento de las concentraciones tiene un efecto de calentamiento cada vez menor, la Tierra ya se encontraba a más de la mitad del camino de duplicar el forzamiento radiativo causado por el CO 2 .
  2. ^ El cálculo es el siguiente. En equilibrio, la energía de la radiación entrante y saliente debe equilibrarse. La radiación saliente viene dada por la ley de Stefan-Boltzmann : . Cuando la radiación entrante aumenta, la radiación saliente y, por lo tanto, la temperatura también deben aumentar. El aumento de temperatura causado directamente por el forzamiento radiativo adicional, debido a la duplicación del CO 2, viene dado por F {\estilo de visualización F} F = − σ yo 4 Estilo de visualización F=-sigma T^{4}} Δ yo 2 × do Oh 2 {\displaystyle \Delta T_{2\times CO_{2}}} Δ F 2 × do Oh 2 {\displaystyle \Delta F_{2\times CO_{2}}}
    Δ F 2 × do Oh 2 = d F d yo Δ yo 2 × do Oh 2 = 4 σ yo 3 Δ yo 2 × do Oh 2 {\displaystyle \Delta F_{2\times CO_{2}}={\frac {dF}{dT}}\Delta T_{2\times CO_{2}}=4\sigma T^{3}\Delta T_{2\times CO_{2}}} .
    Dada una temperatura efectiva de 255 K (−18 °C; −1 °F), un gradiente térmico constante , un valor de la constante de Stefan-Boltzmann de 5,67 W/m 2 K −4 y alrededor de 4 W/m 2 , la ecuación da una sensibilidad climática de un mundo sin retroalimentación de aproximadamente 1 K. σ {\estilo de visualización \sigma} × 10 − 8 {\displaystyle \times 10^{-8}} Δ F 2 × do Oh 2 {\displaystyle \Delta F_{2\times CO_{2}}}
  3. ^ Aquí se utiliza la definición del IPCC. En otras fuentes, el parámetro de sensibilidad climática se denomina simplemente sensibilidad climática. El inverso de este parámetro se denomina parámetro de retroalimentación climática y se expresa en (W/m 2 )/°C.

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Fuentes

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  • Cómo estiman los científicos la "sensibilidad climática" Carbon Brief
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