Retroalimentaciones del cambio climático

Las retroalimentaciones del cambio climático son procesos naturales que afectan el aumento de 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 retroalimentaciones influyen tanto en la cantidad de gases de efecto invernadero en la atmósfera como en la cantidad de cambio de temperatura que se produce en respuesta a ello . Si bien las emisiones son la fuerza que causa el cambio climático, las retroalimentaciones se combinan para controlar la sensibilidad climática a esa fuerza. ^[3]^{: 11}

Si bien la suma total de 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 el calentamiento 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 que es 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 descontrolado . ^[5]^[6]

Las retroalimentaciones se pueden dividir en retroalimentaciones físicas y retroalimentaciones parcialmente biológicas. Las retroalimentaciones físicas incluyen una menor reflectividad de la superficie (debido a la disminución de la capa de nieve y hielo) y un mayor vapor de agua en la atmósfera. El vapor de agua no solo es un poderoso gas de efecto invernadero, sino que también influye en las retroalimentaciones en la distribución de las nubes y las temperaturas en la atmósfera . Las retroalimentaciones biológicas se asocian principalmente con cambios en la tasa 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 , con sus estimaciones calibradas contra datos observacionales siempre que sea posible. ^[4]^{: 967} Algunas retroalimentaciones impactan rápidamente la sensibilidad climática, mientras que la respuesta de retroalimentación de las capas de hielo se extiende durante varios siglos. ^[7]^{: 967} Las retroalimentaciones también pueden resultar en diferencias localizadas, como la amplificación polar resultante de retroalimentaciones que incluyen una reducción de la cubierta de nieve y hielo. Si bien las relaciones básicas se entienden bien, existe incertidumbre de retroalimentación en ciertas áreas, particularmente con respecto a las retroalimentaciones de las nubes. ^[9]^[10] La incertidumbre del ciclo del carbono está impulsada por las grandes 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, incluido cómo cambiarán las retroalimentaciones a medida que el planeta se calienta. ^[11]

Definición y terminología

La respuesta de Planck es la radiación térmica adicional que emiten los objetos a medida que se calientan. Si la respuesta de Planck es o no una retroalimentación del cambio climático depende del contexto. En la ciencia del clima, la respuesta de Planck puede tratarse como una parte intrínseca del calentamiento que está 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 denomina retroalimentación positiva^[12], mientras que una retroalimentación que reduce un cambio inicial se denomina 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} El forzamiento externo se refiere a "un agente forzante externo al sistema climático que causa un cambio en el sistema climático" ^[14]^{: 2229} que puede empujar al sistema climático en la dirección del calentamiento o enfriamiento. ^[15]^[16] Los forzamientos externos pueden ser causados por el hombre (por ejemplo, emisiones de gases de efecto invernadero o cambio de uso de la tierra ) o naturales (por ejemplo, erupciones volcánicas ). ^[14]^{: 2229}

Retroalimentaciones físicas

Respuesta de Planck (negativa)

La respuesta de Planck es "la retroalimentación más fundamental en el 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 de acuerdo con la ley de Stefan-Boltzmann . Esto aumenta la cantidad de radiación saliente de regreso al espacio a medida que la Tierra se calienta. ^[18] Es una fuerte respuesta estabilizadora y a veces se la ha llamado la "respuesta sin retroalimentación" porque es una propiedad intensiva de un sistema termodinámico cuando se considera que es puramente una función de la temperatura. ^{[20] Aunque la Tierra tiene una}emisividad efectiva menor que la unidad, la radiación ideal del cuerpo negro surge 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 a partir del análisis de observaciones prácticas o modelos climáticos globales (GCM). Su intensidad 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 a partir de aplicaciones de GCM ha dado en ocasiones una intensidad reducida, como consecuencia de propiedades extensas de la estratosfera y artefactos residuales similares que posteriormente se identificaron como ausentes en dichos modelos. ^[20]

Se suele suponer que la mayoría de las propiedades de "cuerpo gris" de la Tierra que influyen en la radiación saliente están comprendidas en los demás componentes de retroalimentación del GCM y se distribuyen de acuerdo con una formulación particular de retroalimentación forzada del sistema climático. ^[21] Lo ideal sería que la fuerza de respuesta de Planck obtenida a partir de los GCM, las mediciones indirectas y las estimaciones de cuerpo negro converjan aún más a medida que los métodos de análisis sigan madurando. ^[20]

Retroalimentación de vapor de agua (positiva)

Los gases atmosféricos sólo absorben algunas longitudes de onda de energía, pero son transparentes a 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 de 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 caliente. A veces también se la denomina 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 HR después del año 2000. ^[4]^{: 86}

Como el vapor de agua es un gas de efecto invernadero , el aumento del contenido de vapor de agua hace que la atmósfera se caliente aún más, lo que permite que la atmósfera contenga aún más vapor de agua. Por lo tanto, se forma un bucle 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 satélites , y los cálculos basados en estas observaciones ubican esta fuerza de retroalimentación en 1,85 ± 0,32 m ² /K. Esto es muy similar a las estimaciones del modelo, que son de 1,77 ± 0,20 m ² /K ^[7]^{: 969} Cualquiera de los dos valores duplica efectivamente el calentamiento que de otro modo ocurriría solo por los aumentos de CO _2.^[24] Al igual que con las otras retroalimentaciones físicas, esto ya se tiene en cuenta en las proyecciones de calentamiento bajo escenarios de cambio climático . ^[11]

Tasa de caída (negativa)

El gradiente térmico es la velocidad a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera de la Tierra , cae con la altitud . ^[26]^[27] Por lo tanto, es 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 del gradiente térmico es generalmente una retroalimentación negativa. Sin embargo, es de hecho una retroalimentación positiva en las regiones polares donde contribuyó fuertemente al calentamiento polar amplificado, una de las mayores consecuencias del cambio climático. ^[28] Esto se debe a que en regiones con fuertes inversiones , como las regiones polares, la retroalimentación del gradiente térmico puede ser positiva porque la superficie se calienta más rápido que a mayores altitudes, lo que resulta en un enfriamiento de onda larga ineficiente . ^[29]^[30]^[31]

La temperatura de la atmósfera disminuye con la altura en la troposfera . Como 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 lo tanto, la fuerza 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, lo que producirá una retroalimentación de gradiente térmico negativo que debilita el efecto invernadero. ^[29]

Retroalimentación del albedo de la superficie (positiva)

El albedo es la medida de la fuerza con la que la superficie planetaria puede reflejar la radiación solar, lo que impide su absorción y, por lo tanto, tiene un efecto de enfriamiento. 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 la 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 cubierta de hielo y hielo marino hace que el Polo Norte y el Polo Sur sean más fríos de lo que hubieran sido sin ella. ^[32] Durante los períodos glaciares , el hielo adicional aumenta la reflectividad y, por lo tanto, reduce la absorción de la radiación solar, enfriando el planeta. ^[33] Pero cuando se produce el calentamiento y el hielo se derrite, la tierra más oscura o el agua abierta toman su lugar y esto causa más calentamiento, lo que a su vez causa más derretimiento. En ambos casos, un ciclo de autorreforzamiento continúa hasta que se encuentra un equilibrio. ^[34]^[35] 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 comienzo de las lecturas satelitales continuas), en un fenómeno conocido como amplificación del Ártico . ^[36]^[37] Por el contrario, la alta estabilidad de la cubierta 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. ^[38]^[39]^[40]^[41]

A partir de 2021, la fuerza total de retroalimentación de la superficie se estima en 0,35 [0,10 a 0,60] W m ² /K. ^[4]^{: 95} Por sí sola, 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. ^[35] El cambio combinado en toda la cubierta de hielo marino entre 1992 y 2018 es equivalente al 10% de todas las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero . ^[42] La fuerza de retroalimentación del albedo del hielo no es constante y depende de la tasa de pérdida de hielo: los modelos proyectan que, en caso de alto calentamiento, su fuerza alcanza su punto máximo alrededor de 2100 y disminuye después, ya que la mayor parte del hielo que se derrite fácilmente ya se habría perdido para entonces. ^[43]

Cuando los modelos CMIP5 estiman una pérdida total de la capa de hielo marino del Ártico entre junio y septiembre (un resultado plausible en el contexto de niveles más elevados de calentamiento), esto aumenta las temperaturas globales en 0,19 °C (0,34 °F), con un rango de 0,16–0,21 °C, mientras que las temperaturas regionales aumentarían en más de 1,5 °C (2,7 °F). Estos cálculos incluyen efectos de segundo orden, como el impacto de la pérdida de hielo en la tasa de gradiente térmico regional, el vapor de agua y la retroalimentación de las nubes ^[44] , y no causan un calentamiento "adicional" además de las proyecciones de los modelos existentes ^{[45] .}

Comentarios sobre la nube (positivos)

Vistas desde abajo, las nubes emiten radiación infrarroja hacia 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 producen un fuerte enfriamiento, mientras que las nubes altas son demasiado delgadas y transparentes para reflejar eficazmente la luz solar, por lo que causan un calentamiento general. ^[47] En conjunto, las nubes tienen un efecto de enfriamiento 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, ^[25] representan una clara retroalimentación positiva a escala global. ^[4]^{: 95}

A partir de 2021, la fuerza 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 se produce 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 con los que continuar cuando intentan simular su comportamiento. ^[7]^{: 975} Además, las nubes se han visto fuertemente afectadas por partículas de aerosol , principalmente 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. ^[48]^[49]

Por lo tanto, las estimaciones de la retroalimentación de las nubes difieren marcadamente entre los modelos climáticos. Los modelos con la retroalimentación de las nubes más fuerte tienen la sensibilidad climática más alta , lo que significa que simulan un calentamiento mucho más fuerte en respuesta a una duplicación de las concentraciones de CO ₂ (o gas de efecto invernadero equivalente ) que el resto. ^[9]^[10] Alrededor de 2020, se encontró que una pequeña fracción de los modelos simulaba tanto calentamiento como resultado que habían contradicho la evidencia paleoclimática de los fósiles , ^[50]^[51] y su resultado fue efectivamente excluido de la estimación de la sensibilidad climática del Sexto Informe de Evaluación del IPCC . ^[4]^{: 93}^[52]

Retroalimentaciones biogeofísicas y biogeoquímicas

CO2Comentarios (mayoritariamente negativos)

Existen retroalimentaciones climáticas positivas y negativas del ciclo del carbono de la Tierra. Las retroalimentaciones negativas son grandes 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 las considera por separado o se las descarta en los estudios que apuntan a cuantificar la sensibilidad climática. ^[21]^[53] Las proyecciones del calentamiento global han incluido retroalimentaciones del ciclo del carbono desde el Cuarto Informe de Evaluación (AR4) del IPCC en 2007. ^[54] Si bien la comprensión científica de estas retroalimentaciones era limitada en ese momento, ha mejorado desde entonces. ^[55] Estas retroalimentaciones positivas incluyen un aumento en la frecuencia y severidad de los incendios forestales , pérdidas sustanciales de las selvas tropicales debido a los incendios y la sequía y pérdidas de árboles en otros lugares. ^[8]^{: 698} La selva amazónica es un ejemplo bien conocido debido a su enorme tamaño e importancia, y porque el daño que experimenta por el cambio climático se ve exacerbado por la deforestación en curso . La combinación de dos amenazas puede potencialmente transformar gran parte o la totalidad de la selva tropical en un estado similar a la sabana , ^[56]^[57]^[58] aunque esto probablemente requeriría un calentamiento relativamente alto de 3,5 °C (6,3 °F). ^[59]^[60]

En conjunto, los sumideros de carbono en la tierra y el océano absorben alrededor de la mitad de las emisiones actuales. Su absorción futura 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, pero la fracción podría disminuir a un tercio para fines del siglo XXI. ^[3]^{: 20} Si las emisiones siguen siendo muy altas después del siglo XXI, los sumideros de carbono eventualmente se verían completamente desbordados, y el sumidero oceánico disminuiría 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 como resultado que los sumideros de carbono terrestres y oceánicos se convirtieran en fuentes netas durante varias décadas. ^[8]^{: 677}

El papel de los océanos

Según el principio de Le Chatelier , el equilibrio químico del ciclo del carbono de la Tierra cambiará en respuesta a las emisiones antropogénicas de CO2. El principal impulsor de esto es el océano, que absorbe el CO2 antropogénico _a_través de la llamada bomba de solubilidad . En la actualidad, esto representa solo alrededor de un tercio de las emisiones actuales, pero en última instancia, la mayor parte (~75%) del CO2 _emitido por las actividades humanas se disolverá en el océano durante un período de siglos: "Una mejor aproximación de la vida útil del CO2 de los combustibles fósiles _para discusión pública podría ser 300 años, más el 25% que dura para siempre". ^[62] Sin embargo, la tasa 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, los cambios en la circulación termohalina del océano . Se cree que el factor más importante para determinar la fuerza total del sumidero de carbono global es el estado del Océano Austral , en particular de la circulación de retorno del Océano Austral . ^[5]

Meteorización química

La erosión química a largo plazo geológico actúa para eliminar el CO2 _de la atmósfera. Con el calentamiento global actual , la erosión está aumentando, lo que demuestra una retroalimentación significativa entre el clima y la superficie de la Tierra. ^[63] La biocaptura también captura y almacena el CO2 _mediante procesos biológicos. La formación de conchas por parte de los organismos en el océano, a lo largo de un tiempo muy prolongado, elimina el CO2 _de los océanos. ^[64] La conversión completa del CO2 _en piedra caliza lleva miles a cientos de miles de años. ^[65]

Producción primaria mediante fotosíntesis

La productividad primaria neta de las plantas y el fitoplancton aumenta a medida que el aumento del CO2 _alimenta su fotosíntesis en lo que se conoce como el efecto de fertilización del CO2 . Además, las plantas requieren menos agua a medida que aumentan las concentraciones atmosféricas de CO2 _, 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 CO2 ₎ . Sin embargo, el aumento de las sequías en ciertas regiones todavía puede limitar el crecimiento de las plantas, y el calentamiento más allá de las condiciones óptimas tiene un impacto negativo constante. Por lo tanto, las estimaciones para el siglo XXI muestran que las plantas se volverían mucho más abundantes en las latitudes altas cerca de los polos, pero crecerían mucho menos cerca de los trópicos; solo hay una confianza media en que los ecosistemas tropicales ganarían más carbono en relación con la actualidad. Sin embargo, hay una confianza alta en que el sumidero total de carbono terrestre seguirá siendo positivo. ^[8]^{: 677}

No CO2Gases relevantes para el clima (poco claro)

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 . ^[67]^[68] Otros, como el sulfuro de dimetilo liberado de los océanos, tienen efectos indirectos. ^[69] Las emisiones de metano de la tierra (en particular de los humedales ) y de óxido nitroso de la tierra y los océanos son una retroalimentación positiva conocida. ^[70] 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, por lo que producen más metano mientras que proporcionalmente se oxida menos a dióxido de carbono. ^[71] También habría cambios biogeofísicos que afectan el albedo. Por ejemplo, el alerce en algunos bosques subárticos está siendo reemplazado por abetos . Esto tiene una contribución limitada al calentamiento, porque los alerces pierden sus agujas en invierno y terminan más cubiertos de nieve que los abetos, que conservan sus agujas oscuras todo el año. ^[72]

Por otra parte, 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 CO2 _{prácticamente} se anulan entre sí, pero solo hay poca confianza, 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 lo trata como un proceso separado que contribuirá al calentamiento a corto plazo, y las mejores estimaciones se muestran a continuación.

En total, se espera que las emisiones acumuladas de gases de efecto invernadero 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 . ^[73] 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 cada 1 °C (1,8 °F) de calentamiento. [74 ^]^{: 1237} A modo de comparación, en 2019, las emisiones antropogénicas anuales de dióxido de carbono solamente se situaron en alrededor de 40 mil millones de toneladas. ^[74]^{: 1237} Una importante revisión publicada en el año 2022 concluyó que si se lograba el objetivo de prevenir 2 °C (3,6 °F) de calentamiento, las emisiones anuales promedio del permafrost a lo largo del siglo XXI serían equivalentes a las emisiones anuales de Rusia en 2019. En el escenario RCP4.5, considerado cercano a la trayectoria actual y donde el calentamiento se mantiene ligeramente por debajo de los 3 °C (5,4 °F), las emisiones anuales del permafrost serían comparables a las emisiones del año 2019 de Europa Occidental o los Estados Unidos, mientras que en el escenario de alto calentamiento global y respuesta de retroalimentación del permafrost en el peor de los casos, se acercarían a las emisiones del año 2019 de China. ^[73]

Menos estudios han intentado describir el impacto directamente en términos de calentamiento. Un artículo de 2018 estimó que si el calentamiento global se limitaba 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, ^[75] mientras que una revisión de 2022 concluyó que cada 1 °C (1,8 °F) de calentamiento global causaría 0,04 °C (0,072 °F) y 0,11 °C (0,20 °F) de deshielo abrupto para el año 2100 y 2300. Alrededor de 4 °C (7,2 °F) de calentamiento global, podría ocurrir un colapso abrupto (alrededor de 50 años) y generalizado de las áreas de permafrost, lo que resultaría en un calentamiento adicional de 0,2-0,4 °C (0,36-0,72 °F). ^[76]^[77]

Retroalimentaciones a largo plazo

Capas de hielo

Las dos capas de hielo restantes de la Tierra, la capa de hielo de Groenlandia y la capa de hielo de la Antártida , cubren la isla más grande del mundo y un continente entero, y ambas tienen también alrededor de 2 km (1 mi) de espesor en promedio. ^[78]^[79] 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 deshielo sobre la circulación termohalina . Como el agua de deshielo es completamente dulce, hace que sea más difícil que la capa superficial de agua se hunda debajo de las capas inferiores, y esto altera 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) en un promedio de 1000 años, aunque la investigación sobre estas escalas de tiempo ha sido limitada. ^[7]^{: 977} Un efecto aún más a 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 suma 0,13 °C (0,23 °F) al calentamiento global (con un rango de 0,04-0,06 °C), mientras que la pérdida de la capa de hielo de la Antártida occidental suma 0,05 °C (0,090 °F) (0,04-0,06 °C), y la capa de hielo de la Antártida oriental 0,6 °C (1,1 °F) ^[44]. 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) después de la pérdida de la capa de hielo de la Antártida oriental. ^[59]^[60]

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 inferior de la década de 2020, pero se volvería menor si el calentamiento continúa hacia niveles más altos. ^[44] 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 calentamiento global muy alto de 5-10 °C (9,0-18,0 °F) ^[59]^[60]

Hidratos de metano

Los hidratos de metano o clatratos de metano son compuestos congelados donde una gran cantidad de metano está atrapada dentro de una estructura cristalina de agua, formando un sólido similar al hielo . ^[80] En la Tierra, generalmente se encuentran debajo de los sedimentos en los fondos oceánicos (aproximadamente 1100 m (3600 pies) por debajo del nivel del mar). ^[81] Alrededor de 2008, existía una gran 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 , podrían descomponerse rápidamente y liberar grandes cantidades de metano, lo que potencialmente llevaría a 6 °C (11 °F) en 80 años. ^[82]^[83] La investigación actual muestra 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. ^[84]^[85] Por lo tanto, no se espera que ocurra un impacto "detectable" en las temperaturas globales en este siglo debido a los hidratos de metano. ^[8]^{: 677} Algunas investigaciones sugieren que la disociación de hidratos todavía puede causar un calentamiento de 0,4–0,5 °C (0,72–0,90 °F) a lo largo de varios milenios. ^[86]

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 ):

EEI\equiv ASR-OLR

donde ASR es la radiación solar absorbida y OLR es la radiación de onda larga saliente en la parte superior de la atmósfera. Cuando EEI es positivo, el sistema se está calentando, cuando es negativo, el sistema se está enfriando y cuando es aproximadamente cero, no hay ni calentamiento ni enfriamiento. Los términos ASR y OLR en esta expresión abarcan muchas propiedades dependientes de la temperatura e interacciones complejas que rigen el comportamiento del sistema. ^[87]

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

\Delta EEI=\Delta F+\lambda \Delta T

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 que son de primer orden para actuar de forma independiente y aditiva) también son funciones de la temperatura, aunque en distintos grados, por definición para un sistema termodinámico:

\lambda =\sum _{i}\lambda _{i}=(\lambda _{wv}+\lambda _{c}+\lambda _{a}+\lambda _{cc}+\lambda _{p}+\lambda _{lr}+...)

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 = gradiente térmico. Se entiende que todas las cantidades son promedios globales, mientras que T suele traducirse a temperatura en la superficie debido a su relevancia directa para los seres humanos y muchas otras formas de vida. ^[21] ${\estilo de visualización wv}$ ${\estilo de visualización c}$ ${\estilo de visualización a}$ ${\estilo de visualización cc}$ ${\estilo de visualización p}$ ${\estilo de visualización lr}$

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

\lambda =\neg \lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})

Por ejemplo, para la retroalimentación del vapor de agua. $g_{wv}\aproximadamente 0,5$

En el contexto de los modelos y análisis numéricos modernos del clima, la formulación linealizada tiene un uso limitado. Uno de esos usos es el diagnóstico de las fortalezas relativas de diferentes mecanismos de retroalimentación. Luego se obtiene una estimación de la sensibilidad climática a un forzamiento para el caso en que la retroalimentación neta permanece negativa y el sistema alcanza un nuevo estado de equilibrio ( ΔEEI=0 ) después de que haya transcurrido algún tiempo: ^[19]^{: 19–20}

\Delta T={\frac {\Delta F}{\lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})}}

Implicaciones para la política climática

La incertidumbre sobre las reacciones de retroalimentación del cambio climático tiene implicaciones para la política climática. Por ejemplo, la incertidumbre sobre las reacciones de retroalimentación del ciclo del carbono puede afectar los objetivos de reducción de las emisiones de gases de efecto invernadero ( mitigación del cambio climático ). ^[89] Los objetivos de emisiones suelen basarse en un nivel de estabilización objetivo de las concentraciones atmosféricas de gases de efecto invernadero, o en un objetivo de limitación del 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 los cambios futuros en el ciclo del carbono, es posible que no se alcancen 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), también pueden subestimar el alcance de las reducciones de emisiones necesarias para cumplir un objetivo de concentración o temperatura. ^[8]^{: 678}^[90]

Véase también

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