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Retroalimentación del cambio climático

La magnitud relativa de las seis principales reacciones del cambio climático y en qué influyen. Las retroalimentaciones positivas amplifican la respuesta al calentamiento global ante las emisiones de gases de efecto invernadero y las negativas la reducen. [1]

Las reacciones del cambio climático son procesos naturales que impactan en cuánto aumentarán las temperaturas globales para una determinada cantidad de emisiones de gases de efecto invernadero . Las retroalimentaciones positivas amplifican el calentamiento global mientras que las negativas lo disminuyen. [2] : 2233  Las retroalimentación influyen tanto en la cantidad de gases de efecto invernadero en la atmósfera como en la cantidad de cambio de temperatura que ocurre en respuesta . Si bien las emisiones son el forzamiento que causa el cambio climático, las retroalimentaciones se combinan para controlar la sensibilidad del clima a ese forzamiento. [3] : 11 

Si bien la suma general de las retroalimentaciones es negativa, se está volviendo menos negativa a medida que continúan las emisiones de gases de efecto invernadero . Esto significa que el calentamiento es más lento de lo que sería en ausencia de retroalimentaciones, pero que se acelerará si las emisiones continúan en los niveles actuales. [4] : 95–96  Las retroalimentaciones netas seguirán siendo negativas en gran medida debido al aumento de la radiación térmica a medida que el planeta se calienta , que es un efecto varias veces mayor que cualquier otra retroalimentación singular. [4] : 96  En consecuencia, el cambio climático antropogénico por sí solo no puede causar un efecto invernadero galopante . [5] [6]

La retroalimentación se puede dividir en retroalimentación física y retroalimentación parcialmente biológica. Las reacciones físicas incluyen una menor reflectividad de la superficie (por la disminución de la capa de nieve y hielo) y un aumento del vapor de agua en la atmósfera. El vapor de agua no sólo es un potente gas de efecto invernadero, sino que también influye en la retroalimentación en la distribución de las nubes y en las temperaturas de la atmósfera . Las retroalimentaciones biológicas están asociadas principalmente con cambios en la velocidad a la que la materia vegetal acumula CO 2 como parte del ciclo del carbono . [7] : 967  El ciclo del carbono absorbe más de la mitad de las emisiones de CO 2 cada año en las plantas y en el océano. [8] : 676  A largo plazo, el porcentaje se reducirá a medida que los sumideros de carbono se saturen y las temperaturas más altas provoquen efectos como sequías e incendios forestales . [8] : 698  [4] : 96  [3] : 20 

Las fortalezas y relaciones de la retroalimentación se estiman a través de modelos climáticos globales , y sus estimaciones se calibran con datos de observación siempre que sea posible. [4] : 967  Algunas retroalimentaciones afectan rápidamente la sensibilidad climática, mientras que la respuesta de retroalimentación de las capas de hielo se prolonga durante varios siglos. [7] : 967  Las retroalimentaciones también pueden dar lugar a diferencias localizadas, como la amplificación polar resultante de retroalimentaciones que incluyen una reducción de la capa de nieve y hielo. Si bien las relaciones básicas se comprenden bien, existe incertidumbre sobre la retroalimentación en ciertas áreas, particularmente en lo que respecta a la retroalimentación de las nubes. [9] [10] La incertidumbre del ciclo del carbono está impulsada por las altas tasas a las que el CO 2 es absorbido por las plantas y liberado cuando la biomasa se quema o se descompone. Por ejemplo, el deshielo del permafrost produce emisiones de CO 2 y metano en formas que son difíciles de modelar. [8] : 677  Los escenarios de cambio climático utilizan modelos para estimar cómo responderá la Tierra a las emisiones de gases de efecto invernadero a lo largo del tiempo, incluida cómo cambiarán las retroalimentaciones a medida que el planeta se caliente. [11]

Definición y terminología

La respuesta de Planck es la radiación térmica adicional que los objetos emiten a medida que se calientan. Que la respuesta de Planck sea una retroalimentación sobre el cambio climático depende del contexto. En la ciencia del clima, la respuesta de Planck puede tratarse como una parte intrínseca del calentamiento, separada de las retroalimentaciones radiativas y del ciclo del carbono . Sin embargo, la respuesta de Planck se incluye al calcular la sensibilidad climática . [4] : 95–96 

Una retroalimentación que amplifica un cambio inicial se llama retroalimentación positiva [12] mientras que una retroalimentación que reduce un cambio inicial se llama retroalimentación negativa . [12] Las retroalimentaciones del cambio climático se dan en el contexto del calentamiento global, por lo que las retroalimentaciones positivas aumentan el calentamiento y las negativas lo disminuyen. Nombrar una retroalimentación positiva o negativa no implica que la retroalimentación sea buena o mala. [13]

El cambio inicial que desencadena una retroalimentación puede ser forzado externamente o puede surgir a través de la variabilidad interna del sistema climático . [14] : 2222  Forzamiento externo se refiere a "un agente forzante fuera del sistema climático que causa un cambio en el sistema climático" [14] : 2229  que puede empujar el sistema climático hacia el calentamiento o el enfriamiento. [15] [16] Los forzamientos externos pueden ser causados ​​por el hombre (por ejemplo, emisiones de gases de efecto invernadero o cambios en el uso de la tierra ) o naturales (por ejemplo, erupciones volcánicas ). [14] : 2229 

Retroalimentación física

Respuesta de Planck (negativa)

El cambio climático se produce porque la cantidad de radiación térmica absorbida por diferentes partes del medio ambiente de la Tierra actualmente excede la cantidad irradiada al espacio. [17] A medida que aumenta el calentamiento, la radiación saliente al espacio aumenta rápidamente debido a la respuesta de Planck, que eventualmente ayuda a estabilizar la Tierra a un nivel de temperatura más alto [18]

La respuesta de Planck es "la retroalimentación más fundamental del sistema climático". [19] : 19  A medida que aumenta la temperatura de un cuerpo negro , la emisión de radiación infrarroja aumenta con la cuarta potencia de su temperatura absoluta según la ley de Stefan-Boltzmann . Esto aumenta la cantidad de radiación que regresa al espacio a medida que la Tierra se calienta. [18] Es una fuerte respuesta estabilizadora y a veces se la ha llamado "respuesta sin retroalimentación" porque es una propiedad intensiva de un sistema termodinámico cuando se considera puramente una función de la temperatura. [20] Aunque la Tierra tiene una emisividad efectiva menor que la unidad, la radiación ideal del cuerpo negro emerge como una cantidad separable cuando se investigan las perturbaciones de la radiación saliente del planeta.

La "retroalimentación" de Planck o respuesta de Planck es la respuesta radiativa comparable obtenida del análisis de observaciones prácticas o modelos climáticos globales (GCM). Su fuerza esperada se ha estimado de forma más sencilla a partir de la derivada de la ecuación de Stefan-Boltzmann como -4σT 3 = -3,8 W/m 2 /K (vatios por metro cuadrado por grado de calentamiento). [18] [20] La contabilidad de las aplicaciones GCM a veces ha arrojado una fuerza reducida, debido a propiedades extensas de la estratosfera y artefactos residuales similares identificados posteriormente como ausentes en dichos modelos. [20]

Generalmente se postula que las propiedades más extensas del "cuerpo gris" de la Tierra que influyen en la radiación saliente están abarcadas por los otros componentes de retroalimentación del GCM y se distribuyen de acuerdo con una formulación particular de retroalimentación de forzado del sistema climático. [21] Idealmente, la fuerza de respuesta de Planck obtenida a partir de MCG, mediciones indirectas y estimaciones de cuerpos negros convergerá aún más a medida que los métodos de análisis continúen madurando. [20]

Retroalimentación de vapor de agua (positiva)

Los gases atmosféricos sólo absorben algunas longitudes de onda de energía pero son transparentes para otras. Los patrones de absorción del vapor de agua (picos azules) y del dióxido de carbono (picos rosados) se superponen en algunas longitudes de onda. [22]

Según la relación Clausius-Clapeyron , la presión de vapor de saturación es mayor en una atmósfera más cálida, por lo que la cantidad absoluta de vapor de agua aumentará a medida que la atmósfera se calienta. A veces también se le llama retroalimentación de humedad específica , [7] : 969  porque la humedad relativa (HR) se mantiene prácticamente constante sobre los océanos, pero disminuye sobre la tierra. [23] Esto ocurre porque la tierra experimenta un calentamiento más rápido que el océano y se ha observado una disminución de la humedad relativa después del año 2000. [4] : ​​86 

Dado que el vapor de agua es un gas de efecto invernadero , el aumento en el contenido de vapor de agua hace que la atmósfera se caliente aún más, lo que permite que la atmósfera retenga aún más vapor de agua. Por tanto, se forma un circuito de retroalimentación positiva, que continúa hasta que las retroalimentaciones negativas llevan el sistema al equilibrio. [7] : 969  Se han detectado aumentos en el vapor de agua atmosférico desde los satélites , y los cálculos basados ​​en estas observaciones sitúan esta fuerza de retroalimentación en 1,85 ± 0,32 m 2 /K. Esto es muy similar a las estimaciones del modelo, que son 1,77 ± 0,20 m 2 /K [7] : 969  Cualquiera de los dos valores duplica efectivamente el calentamiento que de otro modo se produciría sólo por el aumento del CO 2 . [24] Al igual que con otras retroalimentaciones físicas, esto ya se tiene en cuenta en las proyecciones de calentamiento en los escenarios de cambio climático . [25]

Tasa de caída (negativa)

La tasa de caída (verde) es una retroalimentación negativa en todas partes de la Tierra, excepto en las latitudes polares . La retroalimentación climática neta (negro) se vuelve menos negativa si se excluyera (naranja) [26]

La tasa de caída es la tasa a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera terrestre , cae con la altitud . [27] [28] Se trata, por tanto, de una cuantificación de la temperatura, relacionada con la radiación, en función de la altitud, y no es un fenómeno separado en este contexto. La retroalimentación de la tasa de lapso es generalmente una retroalimentación negativa. Sin embargo, en realidad se trata de una retroalimentación positiva en las regiones polares, donde contribuyó en gran medida al calentamiento polar amplificado, una de las mayores consecuencias del cambio climático. [29] Esto se debe a que en regiones con fuertes inversiones , como las regiones polares, la retroalimentación de la tasa de caída puede ser positiva porque la superficie se calienta más rápido que en altitudes más altas, lo que resulta en un enfriamiento de onda larga ineficiente . [30] [31] [32]

La temperatura de la atmósfera disminuye con la altura en la troposfera . Dado que la emisión de radiación infrarroja varía con la temperatura, la radiación de onda larga que escapa al espacio desde la atmósfera superior relativamente fría es menor que la emitida hacia el suelo desde la atmósfera inferior. Por tanto, la intensidad del efecto invernadero depende de la tasa de disminución de la temperatura de la atmósfera con la altura. Tanto la teoría como los modelos climáticos indican que el calentamiento global reducirá la tasa de disminución de la temperatura con la altura, produciendo una retroalimentación negativa de la tasa de caída que debilita el efecto invernadero. [30]

Retroalimentación del albedo de la superficie (positiva)

El albedo es la medida de la intensidad con la que la superficie planetaria puede reflejar la radiación solar, lo que impide su absorción y, por tanto, tiene un efecto refrescante. Las superficies más brillantes y reflectantes tienen un albedo alto y las superficies más oscuras tienen un albedo bajo, por lo que se calientan más. Las superficies más reflectantes son el hielo y la nieve , por lo que los cambios en el albedo de la superficie están abrumadoramente asociados con lo que se conoce como retroalimentación del albedo del hielo. Una minoría del efecto también está asociada con cambios en la oceanografía física , la humedad del suelo y la cubierta vegetal. [7] : 970 

La presencia de una capa de hielo y hielo marino hace que el Polo Norte y el Polo Sur sean más fríos de lo que habrían sido sin ellos. [33] Durante los períodos glaciales , el hielo adicional aumenta la reflectividad y, por lo tanto, reduce la absorción de la radiación solar, enfriando el planeta. [34] Pero cuando se produce el calentamiento y el hielo se derrite, tierra más oscura o aguas abiertas ocupan su lugar y esto provoca más calentamiento, lo que a su vez provoca más derretimiento. En ambos casos, un ciclo que se refuerza a sí mismo continúa hasta que se encuentra un equilibrio. [35] [36] En consecuencia, la reciente disminución del hielo marino del Ártico es una razón clave detrás del calentamiento del Ártico casi cuatro veces más rápido que el promedio global desde 1979 (el inicio de las lecturas satelitales continuas), en un fenómeno conocido como amplificación del Ártico . [37] [38] Por el contrario, la alta estabilidad de la capa de hielo en la Antártida , donde la capa de hielo de la Antártida Oriental se eleva casi 4 km sobre el nivel del mar, significa que ha experimentado muy poco calentamiento neto en las últimas siete décadas. [39] [40] [41] [42]

Fotografía aérea que muestra una sección de hielo marino. Las áreas de color azul más claro son estanques de deshielo y las áreas más oscuras son aguas abiertas; Ambos tienen un albedo más bajo que el hielo marino blanco, por lo que su presencia aumenta las temperaturas locales y globales, lo que ayuda a estimular un mayor derretimiento.

A partir de 2021, la intensidad total de retroalimentación de la superficie se estima en 0,35 [0,10 a 0,60] W m 2 /K. [4] : 95  Por sí solo, la disminución del hielo marino del Ártico entre 1979 y 2011 fue responsable de 0,21 (W/m 2 ) de forzamiento radiativo . Esto equivale a una cuarta parte del impacto de las emisiones de CO 2 durante el mismo período. [36] El cambio combinado en toda la capa de hielo marino entre 1992 y 2018 equivale al 10% de todas las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero . [43] La fuerza de retroalimentación del albedo del hielo no es constante y depende de la tasa de pérdida de hielo: los modelos proyectan que bajo un calentamiento elevado, su fuerza alcanza su punto máximo alrededor de 2100 y disminuye después, ya que para entonces ya se habría perdido el hielo más fácil de derretir. [44]

Cuando los modelos CMIP5 estiman una pérdida total de la capa de hielo marino del Ártico de junio a septiembre (un resultado plausible bajo niveles más altos de calentamiento), aumenta las temperaturas globales en 0,19 °C (0,34 °F), con un rango de 0,16 a 0,21 ° C, mientras que las temperaturas regionales aumentarían en más de 1,5 °C. Estos cálculos incluyen efectos de segundo orden, como el impacto de la pérdida de hielo en la tasa de caída regional, el vapor de agua y la retroalimentación de las nubes, [45] y no causan un calentamiento "adicional" además de las proyecciones del modelo existente. [46]

Comentarios de la nube (positivos)

Detalles de cómo las nubes interactúan con la radiación de onda corta y larga a diferentes alturas atmosféricas [47]

Vistas desde abajo, las nubes emiten radiación infrarroja a la superficie, lo que tiene un efecto de calentamiento; Vistas desde arriba, las nubes reflejan la luz solar y emiten radiación infrarroja al espacio, lo que produce un efecto de enfriamiento. Las nubes bajas son brillantes y muy reflectantes, por lo que provocan un fuerte enfriamiento, mientras que las nubes altas son demasiado delgadas y transparentes para reflejar eficazmente la luz solar, por lo que provocan un calentamiento general. [48] ​​En conjunto, las nubes tienen un efecto refrescante sustancial. [7] : 1022  Sin embargo, se espera que el cambio climático altere la distribución de los tipos de nubes de una manera que reduzca colectivamente su enfriamiento y, por lo tanto, acelere el calentamiento general. [7] : 975  Si bien los cambios en las nubes actúan como una retroalimentación negativa en algunas latitudes, [26] representan una clara retroalimentación positiva a escala global. [4] : 95 

A partir de 2021, la intensidad de la retroalimentación de las nubes se estima en 0,42 [–0,10 a 0,94] W m 2 /K. [4] : 95  Este es el intervalo de confianza más grande de cualquier retroalimentación climática, y ocurre porque algunos tipos de nubes (la mayoría de las cuales están presentes sobre los océanos) han sido muy difíciles de observar, por lo que los modelos climáticos no tienen tantos datos. seguir cuando intentan simular su comportamiento. [7] : 975  Además, las nubes se han visto fuertemente afectadas por partículas de aerosol , principalmente provenientes de la quema sin filtrar de combustibles fósiles ricos en azufre , como el carbón y el combustible búnker . Cualquier estimación de la retroalimentación de las nubes también debe desentrañar los efectos del llamado oscurecimiento global causado por estas partículas. [49] [50]

Por tanto, las estimaciones de la retroalimentación de las nubes difieren marcadamente entre los modelos climáticos. Los modelos con la mayor retroalimentación de las nubes tienen la mayor sensibilidad climática , lo que significa que simulan un calentamiento mucho más fuerte en respuesta a una duplicación de las concentraciones de CO 2 (o gases de efecto invernadero equivalentes ) que el resto. [9] [10] Alrededor de 2020, se descubrió que una pequeña fracción de modelos simulaba tanto calentamiento como resultado de que habían contradicho la evidencia paleoclimática de los fósiles , [51] [52] y su resultado fue efectivamente excluido de la estimación de sensibilidad climática. del Sexto Informe de Evaluación del IPCC . [4] : 93  [53]

Retroalimentación biogeofísica y biogeoquímica.

CO2Comentarios (en su mayoría negativos)

Este diagrama del ciclo rápido del carbono muestra el movimiento de carbono entre la tierra, la atmósfera, el suelo y los océanos en miles de millones de toneladas de carbono por año. Los números amarillos son flujos naturales, los rojos son contribuciones humanas en miles de millones de toneladas de carbono por año. Los números blancos indican carbono almacenado.

Hay retroalimentaciones climáticas positivas y negativas del ciclo del carbono de la Tierra. Las retroalimentaciones negativas son importantes y desempeñan un papel importante en los estudios de la inercia climática o del cambio climático dinámico (dependiente del tiempo). Debido a que se consideran relativamente insensibles a los cambios de temperatura, a veces se los considera por separado o se los ignora en estudios cuyo objetivo es cuantificar la sensibilidad climática. [21] [54] Las proyecciones del calentamiento global han incluido retroalimentaciones del ciclo del carbono desde el Cuarto Informe de Evaluación (AR4) del IPCC en 2007. [55] Si bien la comprensión científica de estas retroalimentaciones era limitada en ese momento, había mejorado desde entonces. [56] Estas reacciones positivas incluyen un aumento en la frecuencia y gravedad de los incendios forestales , pérdidas sustanciales de los bosques tropicales debido a los incendios y la sequía y la pérdida de árboles en otros lugares. [8] : 698  La selva amazónica es un ejemplo bien conocido por su enorme tamaño e importancia, y porque los daños que sufre por el cambio climático se ven exacerbados por la deforestación en curso . La combinación de dos amenazas puede potencialmente transformar gran parte o la totalidad de la selva tropical a un estado similar a una sabana , [57] [58] [59] aunque esto probablemente requeriría un calentamiento relativamente alto de 3,5 °C (6,3 °F). [60] [61]

En conjunto, los sumideros de carbono en la tierra y el océano absorben alrededor de la mitad de las emisiones actuales. Su futura absorción es dinámica. En el futuro, si las emisiones disminuyen, la fracción que absorben aumentará y absorberán hasta tres cuartas partes de las emisiones restantes; sin embargo, la cantidad bruta absorbida disminuirá con respecto al presente. Por el contrario, si las emisiones aumentan, entonces la cantidad bruta absorbida aumentará a partir de ahora, aunque la fracción podría disminuir a un tercio para finales del siglo XXI. [3] : 20  Si las emisiones siguen siendo muy altas después del siglo XXI, los sumideros de carbono eventualmente se verían completamente abrumados, los sumideros oceánicos disminuirían aún más y los ecosistemas terrestres se convertirían directamente en una fuente neta. [8] : 677  Hipotéticamente, una eliminación muy fuerte de dióxido de carbono también podría dar lugar a que los sumideros de carbono terrestres y oceánicos se conviertan en fuentes netas durante varias décadas. [8] : 677 

Papel de los océanos

La respuesta al impulso tras una inyección de 100 GtC de CO 2 en la atmósfera terrestre. [62] La mayor parte del exceso de carbono es eliminado por los sumideros oceánicos y terrestres en menos de unos pocos siglos, mientras que una porción sustancial persiste.

Siguiendo el principio de Le Chatelier , el equilibrio químico del ciclo del carbono de la Tierra cambiará en respuesta a las emisiones antropogénicas de CO 2 . El principal impulsor de esto es el océano, que absorbe CO 2 antropogénico a través de la llamada bomba de solubilidad . En la actualidad esto representa sólo alrededor de un tercio de las emisiones actuales, pero en última instancia la mayor parte (~75%) del CO 2 emitido por las actividades humanas se disolverá en el océano en un período de siglos: "Una mejor aproximación a la vida útil de los fósiles combustible CO2 para el debate público podría durar 300 años, más un 25% que dura para siempre". [63] Sin embargo, la velocidad a la que el océano lo absorberá en el futuro es menos segura y se verá afectada por la estratificación inducida por el calentamiento y, potencialmente, cambios en la circulación termohalina del océano . Se cree que el factor más importante para determinar la fuerza total del sumidero global de carbono es el estado del Océano Austral , en particular de la circulación invertida del Océano Austral . [5]

Meteorización química

La meteorización química a largo plazo actúa eliminando el CO 2 de la atmósfera. Con el calentamiento global actual , la meteorización está aumentando, lo que demuestra una importante retroalimentación entre el clima y la superficie de la Tierra. [64] El biosecuestro también captura y almacena CO 2 mediante procesos biológicos. La formación de conchas por parte de organismos en el océano, durante mucho tiempo, elimina CO 2 de los océanos. [65] La conversión completa de CO 2 en piedra caliza lleva de miles a cientos de miles de años. [66]

Producción primaria a través de la fotosíntesis.

Aumento del área foliar global entre 1982 y 2015, causado principalmente por el efecto de fertilización con CO2 [67]

La productividad primaria neta de las plantas y el fitoplancton crece a medida que el aumento de CO 2 alimenta su fotosíntesis en lo que se conoce como efecto de fertilización con CO2 . Además, las plantas requieren menos agua a medida que aumentan las concentraciones de CO 2 atmosférico , porque pierden menos humedad por evapotranspiración a través de los estomas abiertos (los poros de las hojas a través de los cuales se absorbe el CO 2 ). Sin embargo, el aumento de las sequías en determinadas regiones todavía puede limitar el crecimiento de las plantas, y el calentamiento más allá de las condiciones óptimas tiene un impacto constantemente negativo. Por lo tanto, las estimaciones para el siglo XXI muestran que las plantas serían mucho más abundantes en latitudes altas cerca de los polos, pero crecerían mucho menos cerca de los trópicos; sólo hay una confianza media en que los ecosistemas tropicales ganarían más carbono en relación con ahora. Sin embargo, existe una gran confianza en que el sumidero total de carbono terrestre seguirá siendo positivo. [8] : 677 

Sin CO2gases relevantes para el clima (poco claro)

Retroalimentación climática del metano en ecosistemas naturales.

La liberación de gases de origen biológico se vería afectada por el calentamiento global, y esto incluye gases relevantes para el clima como el metano , el óxido nitroso o el sulfuro de dimetilo . [68] [69] Otros, como el sulfuro de dimetilo liberado de los océanos, tienen efectos indirectos. [70] Las emisiones de metano de la tierra (particularmente de los humedales ) y de óxido nitroso de la tierra y los océanos son una retroalimentación positiva conocida. [71] Es decir, el calentamiento a largo plazo cambia el equilibrio en la comunidad microbiana relacionada con el metano dentro de los ecosistemas de agua dulce, de modo que producen más metano mientras que proporcionalmente menos se oxida a dióxido de carbono. [72] También habría cambios biogeofísicos que afectarían el albedo. Por ejemplo, en algunos bosques subárticos los alerces están siendo sustituidos por abetos . Esto tiene una contribución limitada al calentamiento, porque los alerces pierden sus agujas en invierno y, por lo tanto, terminan cubiertos de nieve más extensamente que los abetos, que conservan sus agujas oscuras durante todo el año. [73]

Por otro lado, se espera que los cambios en las emisiones de compuestos como la sal marina, el sulfuro de dimetilo, el polvo, el ozono y una variedad de compuestos orgánicos volátiles biogénicos sean negativos en general. A partir de 2021, se cree que todas estas retroalimentaciones distintas del CO 2 prácticamente se anulan entre sí, pero la confianza es baja y las retroalimentaciones combinadas podrían ser de hasta 0,25 W m 2 /K en cualquier dirección. [7] : 967 

Permafrost (positivo)

El permafrost no está incluido en las estimaciones anteriores, ya que es difícil de modelar, y las estimaciones de su papel dependen en gran medida del tiempo, ya que sus reservas de carbono se agotan a diferentes ritmos bajo diferentes niveles de calentamiento. [7] : 967  En cambio, se trata como un proceso separado que contribuirá al calentamiento a corto plazo, y las mejores estimaciones se muestran a continuación.

Nueve escenarios probables de emisiones de gases de efecto invernadero provenientes del deshielo del permafrost durante el siglo XXI, que muestran una respuesta limitada, moderada e intensa de las emisiones de CO 2 y CH 4 a Vías de Concentración Representativas de emisiones bajas, medias y altas . La barra vertical utiliza las emisiones de países grandes seleccionados como comparación: el lado derecho de la escala muestra sus emisiones acumuladas desde el inicio de la Revolución Industrial , mientras que el lado izquierdo muestra las emisiones acumuladas de cada país durante el resto del siglo XXI. siglo si se mantuvieran sin cambios con respecto a sus niveles de 2019. [74]

En conjunto, se espera que las emisiones acumuladas de gases de efecto invernadero derivadas del deshielo del permafrost sean menores que las emisiones antropogénicas acumuladas, pero aún así sustanciales a escala global, y algunos expertos las comparan con las emisiones causadas por la deforestación . [74] El Sexto Informe de Evaluación del IPCC estima que el dióxido de carbono y el metano liberados por el permafrost podrían ascender al equivalente de 14 a 175 mil millones de toneladas de dióxido de carbono por 1 °C (1,8 °F) de calentamiento. [75] : 1237  A modo de comparación, en 2019, las emisiones antropogénicas anuales de dióxido de carbono por sí solas ascendieron a alrededor de 40 mil millones de toneladas. [75] : 1237  Una importante revisión publicada en el año 2022 concluyó que si se cumpliera el objetivo de evitar 2 °C (3,6 °F) de calentamiento, entonces las emisiones anuales promedio de permafrost a lo largo del siglo XXI serían equivalentes al año 2019. emisiones anuales de Rusia. Según el RCP4.5, un escenario considerado cercano a la trayectoria actual y en el que el calentamiento se mantiene ligeramente por debajo de los 3 °C (5,4 °F), las emisiones anuales de permafrost serían comparables a las emisiones del año 2019 de Europa Occidental o Estados Unidos, mientras que bajo el En un escenario de alto calentamiento global y peor respuesta de retroalimentación del permafrost, se acercarían las emisiones de China del año 2019. [74]

Menos estudios han intentado describir el impacto directamente en términos de calentamiento. Un artículo de 2018 estimó que si el calentamiento global se limitara a 2 °C (3,6 °F), el deshielo gradual del permafrost agregaría alrededor de 0,09 °C (0,16 °F) a las temperaturas globales para 2100, [76] mientras que una revisión de 2022 concluyó que cada 1 °C (1,8 °F) de calentamiento global provocaría 0,04 °C (0,072 °F) y 0,11 °C (0,20 °F) de deshielo abrupto para los años 2100 y 2300. Alrededor de 4 °C (7,2 °F) de Podría producirse un calentamiento global, un colapso abrupto (alrededor de 50 años) y generalizado de las áreas de permafrost, lo que resultaría en un calentamiento adicional de 0,2 a 0,4 °C (0,36 a 0,72 °F). [77] [78]

Comentarios a largo plazo

Capa de hielo

La pérdida de albedo de las principales áreas de hielo de la Tierra se suma al calentamiento: los valores mostrados corresponden al calentamiento inicial de 1,5 °C (2,7 °F). [45] La pérdida total de la capa de hielo requiere varios milenios: las demás pueden perderse en uno o dos siglos [60] [61]

Las dos capas de hielo que quedan en la Tierra, la capa de hielo de Groenlandia y la capa de hielo de la Antártida , cubren la isla más grande del mundo y todo un continente, y ambas también tienen alrededor de 2 km (1 mi) de espesor en promedio. [79] [80] Debido a este inmenso tamaño, su respuesta al calentamiento se mide en miles de años y se cree que ocurre en dos etapas. [7] : 977 

La primera etapa sería el efecto del derretimiento del hielo sobre la circulación termohalina . Debido a que el agua de deshielo es completamente fresca, dificulta que la capa superficial de agua se hunda debajo de las capas inferiores, y esto interrumpe el intercambio de oxígeno, nutrientes y calor entre las capas. Esto actuaría como una retroalimentación negativa, a veces estimada como un efecto de enfriamiento de 0,2 °C (0,36 °F) durante un promedio de 1000 años, aunque la investigación en estas escalas de tiempo ha sido limitada. [7] : 977  Un efecto incluso a más largo plazo es la retroalimentación del albedo del hielo cuando las capas de hielo alcanzan su estado final en respuesta a cualquier cambio de temperatura a largo plazo. A menos que el calentamiento se revierta por completo, esta retroalimentación sería positiva. [7] : 977 

Se estima que la pérdida total de la capa de hielo de Groenlandia añade 0,13 °C (0,23 °F) al calentamiento global (con un rango de 0,04 a 0,06 °C), mientras que la pérdida de la capa de hielo de la Antártida occidental añade 0,05 °C (0,090 °C). °F) (0,04–0,06 °C), y la capa de hielo de la Antártida Oriental 0,6 °C (1,1 °F) [45] La pérdida total de la capa de hielo de Groenlandia también aumentaría las temperaturas regionales en el Ártico entre 0,5 °C (0,90 ° F) y 3 °C (5,4 °F), mientras que es probable que la temperatura regional en la Antártida aumente 1 °C (1,8 °F) después de la pérdida de la capa de hielo de la Antártida occidental y 2 °C (3,6 °F) tras la pérdida de la capa de hielo de la Antártida Oriental. [60] [61]

Estas estimaciones suponen que el calentamiento global se mantiene en un promedio de 1,5 °C (2,7 °F). Debido al crecimiento logarítmico del efecto invernadero , [4] : ​​80  el impacto de la pérdida de hielo sería mayor en el nivel de calentamiento ligeramente más bajo de la década de 2020, pero sería menor si el calentamiento avanza hacia niveles más altos. [45] Si bien es probable que Groenlandia y la capa de hielo de la Antártida occidental se derritan por completo si el calentamiento a largo plazo es de alrededor de 1,5 °C (2,7 °F), la capa de hielo de la Antártida oriental no estaría en riesgo de desaparecer por completo hasta el mismo momento. alto calentamiento global de 5 a 10 °C (9,0 a 18,0 °F) [60] [61]

Hidratos de metano

Los hidratos de metano o clatratos de metano son compuestos congelados donde una gran cantidad de metano queda atrapada dentro de una estructura cristalina de agua, formando un sólido similar al hielo . [81] En la Tierra, generalmente se encuentran debajo de sedimentos en los fondos oceánicos (aproximadamente 1.100 m (3.600 pies) por debajo del nivel del mar). [82] Alrededor de 2008, existía una seria preocupación de que una gran cantidad de hidratos de depósitos relativamente poco profundos en el Ártico, particularmente alrededor de la plataforma ártica de Siberia Oriental , pudieran descomponerse rápidamente y liberar grandes cantidades de metano, lo que podría provocar una temperatura de 6 °C. (11 °F) dentro de 80 años. [83] [84] Las investigaciones actuales muestran que los hidratos reaccionan muy lentamente al calentamiento y que es muy difícil que el metano llegue a la atmósfera después de la disociación en el fondo marino. [85] [86] Por lo tanto, no se espera que en este siglo se produzca ningún impacto "detectable" en las temperaturas globales debido a los hidratos de metano. [8] : 677  Algunas investigaciones sugieren que la disociación de hidratos aún puede causar un calentamiento de 0,4 a 0,5 °C (0,72 a 0,90 °F) durante varios milenios. [87]

Formulación matemática del desequilibrio energético global.

La Tierra es un sistema termodinámico en el que los cambios de temperatura a largo plazo siguen el desequilibrio energético global ( EEI significa desequilibrio energético de la Tierra ):

donde ASR es la radiación solar absorbida y OLR es la radiación de onda larga saliente en la parte superior de la atmósfera. Cuando el EEI es positivo, el sistema se está calentando, cuando es negativo, el sistema se está enfriando y cuando es aproximadamente cero, entonces no hay calentamiento ni enfriamiento. Los términos ASR y OLR en esta expresión abarcan muchas propiedades dependientes de la temperatura e interacciones complejas que gobiernan el comportamiento del sistema. [88]

Para diagnosticar ese comportamiento en torno a un estado de equilibrio relativamente estable , se puede considerar una perturbación del EEI como lo indica el símbolo Δ. Esta perturbación es inducida por un forzamiento radiativo ( ΔF ) que puede ser natural o provocado por el hombre. Las respuestas dentro del sistema para regresar al estado estable o alejarse más del estado estable se denominan retroalimentaciones λΔT :

.

En conjunto, las retroalimentaciones se aproximan mediante el parámetro linealizado λ y la temperatura perturbada ΔT porque todos los componentes de λ (que se supone son de primer orden para actuar de forma independiente y aditiva) también son funciones de la temperatura, aunque en diferentes grados, por definición para un sistema termodinámico. :

.

Algunos componentes de retroalimentación que tienen una influencia significativa en la EEI son: = vapor de agua, = nubes, = albedo de la superficie, = ciclo del carbono, = respuesta de Planck y = tasa de caída. Se entiende que todas las cantidades son promedios globales, mientras que T generalmente se traduce a temperatura en la superficie debido a su relevancia directa para los humanos y muchas otras formas de vida. [21]

La respuesta negativa de Planck, al ser una función especialmente fuerte de la temperatura, a veces se factoriza para dar una expresión en términos de las ganancias relativas de retroalimentación g i de otros componentes:

.

Por ejemplo, para la retroalimentación del vapor de agua.

En el contexto del análisis y modelado numérico del clima moderno, la formulación linealizada tiene un uso limitado. Uno de esos usos es diagnosticar las fortalezas relativas de diferentes mecanismos de retroalimentación. Luego se obtiene una estimación de la sensibilidad climática a un forzamiento para el caso en el que la retroalimentación neta sigue siendo negativa y el sistema alcanza un nuevo estado de equilibrio ( ΔEEI=0 ) después de que haya pasado algún tiempo: [19] : 19–20 

.

Implicaciones para la política climática

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 primeros tres informes dieron un rango probable cualitativo, y los tres siguientes lo cuantificaron formalmente, añadiendo >66% del rango probable (azul oscuro). [89] [4] : ​​96  Esta incertidumbre depende principalmente de las retroalimentaciones. [9] [10]

La incertidumbre sobre las reacciones del cambio climático tiene implicaciones para la política climática. Por ejemplo, la incertidumbre sobre las reacciones del ciclo del carbono puede afectar los objetivos de reducción de las emisiones de gases de efecto invernadero ( mitigación del cambio climático ). [90] Los objetivos de emisiones a menudo se basan en un nivel objetivo de estabilización de las concentraciones atmosféricas de gases de efecto invernadero, o en un objetivo para limitar el calentamiento global a una magnitud particular. Ambos objetivos (concentraciones o temperaturas) requieren una comprensión de los cambios futuros en el ciclo del carbono. [8] : 678 

Si los modelos proyectan incorrectamente cambios futuros en el ciclo del carbono, entonces se podrían no alcanzar los objetivos de concentración o temperatura. Por ejemplo, si los modelos subestiman la cantidad de carbono liberado a la atmósfera debido a retroalimentaciones positivas (por ejemplo, debido al deshielo del permafrost), entonces también pueden subestimar el alcance de las reducciones de emisiones necesarias para cumplir con un objetivo de concentración o temperatura. [8] : 678  [91]

Ver también

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