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El sistema climático se define como un sistema complejo e interactivo compuesto por la atmósfera, superficie terrestre, hielo y nieve, océanos, otros cuerpos de agua y elementos vivos. Obviamente, el componente atmosférico del sistema caracteriza al clima; a menudo el clima se define como “estado promedio del tiempo”. Por lo general, el clima se describe en términos de valores medios y de variabilidad de temperatura, precipitación y viento, que pueden abarcar desde meses hasta millones de años (el período de promediación habitual es de 30 años. El clima evoluciona con el paso del tiempo influido por su propia dinámica interna y debido a factores externos que lo afectan (conocidos como “forzamientos”). Entre los forzamientos externos se pueden incluir fenómenos naturales como erupciones volcánicas y variaciones solares, así como cambios en la composición atmosférica inducidos por los seres humanos. Las radiaciones solares dotan al sistema climático de energía. Existen tres formas fundamentales para cambiar el equilibrio de radiación de la Tierra: 1) cambiando la radiación solar incidente (por ejemplo: mediante cambios en la órbita terrestre o en el propio Sol); 2) cambiando la fracción de la radiación solar reflejada (denominada ‘albedo’;(por ejemplo, mediante cambios en la envoltura de las nubes, las partículas de la atmósfera o la vegetación) y 3) modificando la radiación emitida de onda larga desde la Tierra hacia el espacio (por ejemplo: mediante cambios en las concentraciones de gases de efecto invernadero). A su vez, el clima responde directa e indirectamente a estos cambios mediante una serie de mecanismos de retroefecto.
PF 1.1, Figura 1. Cálculo del equilibrio anual y mundial de energía. A largo plazo, la cantidad de radiación solar incidente absorbida por la Tierra y la atmósfera alcanza su equilibrio al liberarse por parte de la Tierra y la atmósfera la misma cantidad de radiación emitida de onda larga. La superficie terrestre absorbe alrededor de la mitad de la radiación solar incidente. Esta enegía se transfiere a la atmósfera mediante el calentamiento del aire en contacto con la superficie (térmico) por la evapotranspiración y por la radiación emitida de onda larga que es absorbida por las nubes y los gases de efecto invernadero. A su vez, la atmósfera irradia la energía de onda larga de regreso a la Tierra y también al espacio. Fuente: Kiehl and Trenberth (1997).
La cantidad de energía que alcanza la parte superior de la atmósfera terrestre por segundo, en una extensión de un metro cuadrado expuesto frente al sol durante el día es de aproximadamente 1,370 vatios, y la cantidad promedio de energía por metro cuadrado por segundo en todo el planeta es un cuarto de esta cifra (véase Fig.1). Alrededor del 30% de la luz solar que alcanza la parte superior de la atmósfera se refleja nuevamente al espacio. Alrededor de las dos terceras partes de esta reflectividad se debe a nubes y partículas pequeñas en la atmósfera conocidas como “aerosoles”. Las zonas de colores claros de la Tierra –sobre todo la nieve, el hielo y los desiertos- reflejan el tercio restante de luz solar. El cambio más drástico en la reflectividad producida por los aerosoles tiene lugar cuando las erupciones volcánicas expulsan sus materiales a la atmósfera a grandes alturas. Por lo general, la lluvia tarda una o dos semanas para limpiar la atmósfera de aerosoles, pero cuando el material de una erupción volcánica violenta se proyecta muy por encima de la nube más alta, en general estos aerosoles afectan el clima durante uno o dos años, antes de caer en la troposfera y ser arrastrados hacia la superficie por las precipitaciones. Las grandes erupciones volcánicas pueden, por ende, provocar una caída en la temperatura media mundial de la superficie de alrededor de medio grado centígrado, que puede durar meses y hasta años. Algunos aerosoles antropógenos pueden reflejar también la luz solar significativamente.
La energía que no se refleja de retorno al espacio la absorbe la superficie de la Tierra y la atmósfera, 240 vatios por m cuadrado (W m–2). Para equilibrar la energía entrante, la propia Tierra debe irradiar, como promedio, la misma cantidad de energía de regreso al espacio. La Tierra logra esto mediante la emisión de radiaciones de onda larga. En la Tierra todo emite radiaciones de onda larga de manera incesante. Esa es la energía térmica que uno siente que se desprende de un fuego; mientras más caliente un objeto, más energía de calor irradia. Para emitir 240 W m–2, una superficie necesitaría una temperatura de unos – 19°C, mucho más frío que las condiciones que existen realmente en la superficie terrestre (la temperatura media mundial es de unos 14°C). Sin embargo, los – 19°C necesarios se hallan a una altitud de unos 5 km de la superficie.
La razón por la cual la superficie de la Tierra resulta tan caliente se debe a los gases de efecto invernadero, que actúan como un manto parcial para las radiaciones emitidas de onda larga que proviene de la superficie. Este manto se conoce como efecto invernadero natural. Los gases de efecto invernadero más importantes son el vapor de agua y el dióxido de carbono. Los dos componentes más abundantes de la atmósfera –nitrógeno y oxígeno- no causan este efecto. Por otra parte, las nubes ejercen un efecto de cubierta similar al de los gases de efecto invernadero. Sin embrago, este efecto se ve compensado por la reflectividad, de forma tal que, como promedio, las nubes suelen tener un efecto refrescante sobre el clima (aunque localmente uno puede sentir el efecto del calentamiento: las noches nubladas resultan más calientes que las noches claras porque las nubes emiten energía de onda larga a la superficie terrestre). Las actividades humanan intensifican este efecto por la emisión de gases de efecto invernadero. Por ejemplo, la cantidad de dióxido de carbono en la atmósfera se ha incrementado en un 35% aproximadamente en la era industrial y se sabe que este incremento se debe a actividades humanas, básicamente a la combustión de combustibles fósiles y la eliminación de los bosques. De esta forma, la humanidad ha alterado drásticamente la composición química de la atmósfera global con consecuencias sustanciales para el clima.
Como la Tierra es una esfera, en una superficie dada de los trópicos se recibe más energía solar que en las latitudes más altas donde la luz del sol llega a la atmósfera en un ángulo más bajo. La energía se transporta desde las zonas ecuatoriales a las latitudes más altas a través de circulaciones atmosféricas y oceánicas, incluidos los sistemas de tormentas. La energía es también necesaria para evaporar agua del mar o de la superficie terrestre y esta energía, denominada calor latente, se libera cuando el vapor de agua se condensa en las nubes (véase Figura 1). La liberación de este calor latente es el impulsor primario de la circulación atmosférica. A su vez, la circulación atmosférica impulsa gran parte de la circulación oceánica mediante la acción de los vientos sobre las aguas de la superficie oceánica y los cambios de temperatura en la superficie oceánica y la salinidad mediante las precipitaciones y la evaporación.
Debido a la rotación de la Tierra, las pautas de circulación atmosférica tienden a ser más de este a oeste que de norte a sur. Los sistemas meteorológicos a gran escala, que transportan el calor hacia los polos, están enclavados en los vientos del oeste, de latitud media. Estos sistemas meteorológicos son los conocidos sistemas de migración, de bajas y altas presiones y sus frentes fríos y calientes conexos. Debido a los contrastes de temperatura entre la tierra y el océano y los obstáculos tales como las cordilleras y los mantos de hielo, las ondas atmosféricas a escala planetaria del sistema de circulación tienden a estar ancladas, desde el punto de vista geográfico, a continentes y montañas aunque su amplitud puede variar con el paso del tiempo. Como resultado de las pautas de las ondas, un invierno especialmente frío en América del Norte pudiera asociarse a un invierno particularmente cálido en otra parte del hemisferio. Los cambios en los diversos aspectos del sistema climático, como el tamaño del manto de hielo, el tipo y la distribución de la vegetación o la temperatura de la atmósfera o el océano, influirán en las características de circulación a gran escala de la atmósfera y los océanos.
Existen muchos mecanismos de retroefecto en el sistema climático que pueden amplificar (retroefecto positivo) o disminuir (retroefecto negativo) los efectos de un cambio en los forzamientos del clima. Por ejemplo, con el calentamiento del clima terrestre debido al incremento de las concentraciones de gases de efecto invernadero, la nieve y el hielo comienzan a derretirse. Este derretimiento muestra suelos y superficies de agua más oscuros, que se encontraban bajo la nieve y el hielo. Estas superficies más oscuras absorben más calor solar, causando más derretimiento y, así, sigue un ciclo de auto-reforzamiento. Este retroefecto, denominado “retroefecto de albedo de los hielos”, amplifica el calentamiento inicial causado por los crecientes niveles de gases de efecto invernadero. La detección, comprensión y cuantificación exacta de los retroefectos climáticos han sido el centro de numerosas investigaciones realizadas por científicos que tratan de desentrañar las complejidades del clima de la Tierra.