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Articulo de referencia

Retroalimentaciones del cambio climático

La magnitud relativa de los 6 principales mecanismos de retroalimentación del cambio climático y sus influencias. Las retroalimentaciones positivas amplifican la respuesta del c...

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La magnitud relativa de los 6 principales mecanismos de retroalimentación del cambio climático y sus influencias. Las retroalimentaciones positivas amplifican la respuesta del calentamiento global a las emisiones de gases de efecto invernadero , mientras que las negativas la reducen. [ 1 ] En este gráfico, la longitud horizontal de las barras rojas y azules indica la intensidad de las retroalimentaciones correspondientes.

Las retroalimentaciones del cambio climático son procesos naturales que influyen en cuánto aumentarán las temperaturas globales para una cantidad determinada 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 magnitud del cambio de temperatura que se produce en respuesta . Si bien las emisiones son el factor que causa el cambio climático, las retroalimentaciones se combinan para controlar la sensibilidad del clima a dicho factor. [ 3 ] : 11

Aunque la suma total 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 a 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 , un efecto que es varias veces mayor que cualquier otra retroalimentación individual. [ 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 la disminución de la reflectividad de la superficie (debido a la disminución de la capa de nieve y hielo) y el aumento del vapor de agua en la atmósfera. El vapor de agua no solo es un potente 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 CO₂ como parte del ciclo del carbono . [ 7 ] : 967 El ciclo del carbono absorbe más de la mitad de las emisiones de CO₂ 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 fuerzas y relaciones de 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 impactan rápidamente la sensibilidad climática, mientras que la respuesta de retroalimentación de las capas de hielo se extiende a lo largo de varios siglos. [ 7 ] : 967 Las retroalimentaciones también pueden resultar en diferencias localizadas, como la amplificación polar resultante de retroalimentaciones que incluyen la reducción de la capa de nieve y hielo. Si bien las relaciones básicas se comprenden bien, existe incertidumbre de retroalimentación en ciertas áreas, particularmente con respecto a las retroalimentaciones de 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 de maneras 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, incluyendo 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 al calentarse. Que la respuesta de Planck sea 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, independiente 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 lo reduce se denomina retroalimentación negativa [ 12 ] . Las retroalimentaciones del cambio climático se dan en el contexto del calentamiento global, por lo que las retroalimentaciones positivas intensifican el calentamiento y las negativas lo disminuyen. Denominar una retroalimentación como positiva o negativa no implica que sea buena o mala [ 13 ].

El cambio inicial que desencadena una retroalimentación puede ser forzado externamente o surgir a través de la variabilidad interna del sistema climático . [ 2 ] : 2222 El forzamiento externo se refiere a "un agente forzante fuera del sistema climático que causa un cambio en el sistema climático" [ 2 ] : 2229 que puede empujar el sistema climático en la dirección del calentamiento o el enfriamiento. [ 14 ] [ 15 ] Los forzamientos externos pueden ser causados ​​por el ser humano (por ejemplo, emisiones de gases de efecto invernadero o cambios en el uso de la tierra ) o naturales (por ejemplo, erupciones volcánicas ). [ 2 ] : 2229

Retroalimentación física

Respuesta de Planck (negativa)

El cambio climático se produce porque la cantidad de radiación térmica absorbida por diferentes partes del entorno terrestre actualmente supera la cantidad irradiada hacia el espacio. [ 16 ] A medida que aumenta el calentamiento, la radiación saliente hacia el espacio aumenta rápidamente debido a la respuesta de Planck, lo que finalmente ayuda a estabilizar la Tierra en un nivel de temperatura más alto . [ 17 ]

La respuesta de Planck es "la retroalimentación más fundamental en el sistema climático". [ 18 ] : 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 saliente de vuelta al espacio a medida que la Tierra se calienta. [ 17 ] Es una respuesta estabilizadora fuerte y a veces se la ha llamado la "respuesta sin retroalimentación" porque es una propiedad intensiva de un sistema termodinámico cuando se considera puramente una función de la temperatura. [ 19 ] 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 perturbaciones en 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 (MCG). 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). [ 17 ] [ 19 ] En ocasiones, la consideración de las aplicaciones de los MCG ha dado como resultado una intensidad reducida, debido a las extensas propiedades de la estratosfera y artefactos residuales similares que posteriormente se identificaron como ausentes en dichos modelos. [ 19 ]

Se suele postular 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 de los GCM y se distribuyen de acuerdo con un marco de forzamiento-retroalimentación particular . [ 20 ] Idealmente, la intensidad de la respuesta de Planck obtenida a partir de los GCM, las mediciones indirectas y las estimaciones de cuerpo negro convergerá aún más a medida que los métodos de análisis sigan madurando. [ 19 ]

Retroalimentación del vapor de agua (positiva)

Los gases atmosféricos solo 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 rosas) se superponen en algunas longitudes de onda. [ 21 ]

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 calienta. 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. [ 22 ] 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

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 contenga aún más vapor de agua. Por lo tanto, se forma un ciclo 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 sitúan la intensidad de esta retroalimentación en 1,85 ± 0,32 W/m 2 ·K. Esto es muy similar a las estimaciones del modelo, que están en 1,77 ± 0,20 W/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. [ 23 ] Al igual que con las otras retroalimentaciones físicas, esto ya está contemplado en las proyecciones de calentamiento bajo los escenarios de cambio climático . [ 11 ]

Tasa de lapso (negativa)

El gradiente térmico (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 excluye (naranja) [ 24 ].

El gradiente térmico vertical es la tasa a la que una variable atmosférica, normalmente la temperatura en la atmósfera terrestre , disminuye con la altitud . [ 25 ] [ 26 ] 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 vertical es generalmente negativa. Sin embargo, de hecho es positiva en las regiones polares, donde contribuyó fuertemente al calentamiento polar amplificado, una de las mayores consecuencias del cambio climático. [ 27 ] Esto se debe a que en regiones con fuertes inversiones térmicas , como las regiones polares, la retroalimentación del gradiente térmico vertical puede ser positiva porque la superficie se calienta más rápido que las altitudes más elevadas, lo que resulta en un enfriamiento de onda larga ineficiente . [ 28 ] [ 29 ] [ 30 ]

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 lo tanto, la intensidad del efecto invernadero depende de la tasa de disminución de la temperatura atmosférica 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 del gradiente térmico que debilita el efecto invernadero. [ 28 ]

Retroalimentación del albedo superficial (positiva)

Extensión y superficie media decenal del hielo marino del Océano Ártico desde 1979.
Extensión y superficie media decenal del hielo marino del Océano Ártico desde el inicio de las observaciones por satélite.
Tendencia anual de la extensión y superficie del hielo marino del Ártico durante el período 2011-2022.
Tendencia anual de la extensión y superficie del hielo marino del Ártico durante el período 2011-2022.

El albedo es la medida de la capacidad de la superficie planetaria para reflejar la radiación solar, lo que impide su absorción y, por lo tanto, produce un efecto de enfriamiento. Las superficies más brillantes y reflectantes tienen un albedo alto, mientras que 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 superficial están asociados principalmente con lo que se conoce como retroalimentación hielo-albedo. Una pequeña parte del efecto también se asocia con cambios en la oceanografía física , la humedad del suelo y la cobertura vegetal. [ 7 ] : 970

La presencia de hielo marino y de la capa de hielo hace que el Polo Norte y el Polo Sur sean más fríos de lo que habrían sido sin ella. [ 31 ] Durante los períodos glaciales , el hielo adicional aumenta la reflectividad y, por lo tanto, reduce la absorción de la radiación solar, enfriando el planeta. [ 32 ] Pero cuando se produce el calentamiento y el hielo se derrite, la tierra más oscura o el agua abierta ocupan su lugar y esto causa más calentamiento, que a su vez causa más derretimiento. En ambos casos, un ciclo de autorrefuerzo continúa hasta que se encuentra un equilibrio. [ 33 ] [ 34 ] 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 mundial desde 1979 (el comienzo de las lecturas satelitales continuas), en un fenómeno conocido como amplificación ártica . [ 35 ] [ 36 ] 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. [ 37 ] [ 38 ] [ 39 ] [ 40 ]

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

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 es equivalente a una cuarta parte del impacto de las emisiones de CO 2 durante el mismo período. [ 34 ] El cambio combinado en toda la cobertura de hielo marino entre 1992 y 2018 es equivalente al 10% de todas las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero . [ 41 ] La fuerza de retroalimentación hielo-albedo no es constante y depende de la tasa de pérdida de hielo: los modelos proyectan que bajo un calentamiento alto, su fuerza alcanza su máximo alrededor de 2100 y disminuye después, ya que la mayor parte del hielo que se derrite fácilmente ya se habría perdido para entonces. [ 42 ]

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), aumentan 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 el gradiente térmico regional, el vapor de agua y las retroalimentaciones de las nubes, [ 43 ] y no causan un calentamiento "adicional" sobre las proyecciones de los modelos existentes. [ 44 ]     

Comentarios en la nube (positivos)

Detalles de cómo las nubes interactúan con la radiación de onda corta y de onda larga a diferentes alturas atmosféricas [ 45 ]

Vistas desde abajo, las nubes emiten radiación infrarroja de vuelta a la superficie, lo que produce 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 causan un calentamiento general. [ 46 ] 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 manera que, en conjunto, reduzca 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, [ 24 ] representan una clara retroalimentación positiva a escala global. [ 4 ] : 95

A partir de 2021, la fuerza de 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 para basarse cuando intentan simular su comportamiento. [ 7 ] : 975 Además, las nubes se han visto fuertemente afectadas por partículas de aerosol , principalmente de la combustión sin filtrar de combustibles fósiles ricos en azufre como el carbón y el fueloil . Cualquier estimación de la retroalimentación de las nubes necesita separar los efectos del llamado oscurecimiento global causado también por estas partículas. [ 47 ] [ 48 ]

Por lo tanto, las estimaciones de la retroalimentación de las nubes difieren marcadamente entre los modelos climáticos. Los modelos con la retroalimentación de nubes más fuerte tienen la mayor sensibilidad climática , lo que significa que simulan un calentamiento mucho más fuerte en respuesta a una duplicación de las concentraciones de CO₂ (o gases de efecto invernadero equivalentes ) que el resto. [ 9 ] [ 10 ] Alrededor de 2020, se encontró que una pequeña fracción de modelos simulaba tanto calentamiento como resultado que habían contradicho la evidencia paleoclimática de los fósiles , [ 49 ] [ 50 ] y su resultado fue efectivamente excluido de la estimación de sensibilidad climática del Sexto Informe de Evaluación del IPCC . [ 4 ] : 93 [ 51 ]

Retroalimentaciones biogeofísicas y biogeoquímicas

Retroalimentaciones del CO2 (en su mayoría negativas)

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

Existen retroalimentaciones climáticas positivas y negativas derivadas del ciclo del carbono terrestre. Las retroalimentaciones negativas son significativas y desempeñan un papel fundamental en los estudios sobre la inercia climática o el cambio climático dinámico (dependiente del tiempo). Debido a que se consideran relativamente insensibles a los cambios de temperatura, a veces se analizan por separado o se omiten en estudios que buscan cuantificar la sensibilidad climática. [ 20 ] [ 52 ] Las proyecciones de calentamiento global han incluido retroalimentaciones del ciclo del carbono desde el Cuarto Informe de Evaluación del IPCC (AR4) en 2007. [ 53 ] Si bien la comprensión científica de estas retroalimentaciones era limitada en ese momento, ha mejorado desde entonces. [ 54 ] Estas retroalimentaciones positivas incluyen un aumento en la frecuencia y severidad de los incendios forestales , pérdidas sustanciales en las selvas tropicales debido a incendios y sequía, y pérdida 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 sufre 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 a un estado similar a la sabana , [ 55 ] [ 56 ] [ 57 ] aunque esto probablemente requeriría un calentamiento relativamente alto de 3,5 °C (6,3 °F) . [ 58 ] [ 59 ]  

En conjunto, los sumideros de carbono terrestres y oceánicos 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 , llegando a absorber 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, la cantidad bruta absorbida también aumentará con respecto a ahora, pero la fracción podría reducirse a un tercio para finales del siglo XXI. [ 3 ] : 20 Si las emisiones se mantienen muy altas después del siglo XXI, los sumideros de carbono acabarían por saturarse por completo, con una disminución aún mayor del sumidero oceánico y la conversión de los ecosistemas terrestres en fuentes netas. [ 8 ] : 677 Hipotéticamente, una eliminación muy intensa de dióxido de carbono también podría provocar que los sumideros de carbono terrestres y oceánicos se convirtieran en fuentes netas durante varias décadas. [ 8 ] : 677

El papel de los océanos

La respuesta impulsional tras una  inyección de 100 GtC de CO₂ en la atmósfera terrestre. [ 60 ] La mayor parte del exceso de carbono es eliminada 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 se modificará en respuesta a las emisiones antropogénicas de CO₂. El principal impulsor de este cambio es el océano, que absorbe el CO₂ antropogénico mediante la denominada bomba de solubilidad . Actualmente, 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 a lo largo de siglos: «Una mejor aproximación de la vida útil del CO₂ procedente de combustibles fósiles para el debate público podría ser de 300 años, más un 25% que dura para siempre». [ 61 ] 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, por cambios en la circulación termohalina del océano . Se cree que el factor más importante para determinar la capacidad total del sumidero global de carbono es el estado del Océano Austral , en particular su circulación de vuelco . [ 5 ]

meteorización química

La meteorización química a largo plazo actúa para eliminar el CO₂ de la atmósfera. Con el calentamiento global actual , la meteorización está aumentando, lo que demuestra importantes retroalimentaciones entre el clima y la superficie terrestre. [ 62 ] El secuestro biológico también captura y almacena CO₂ mediante procesos biológicos. La formación de conchas por organismos en el océano, a lo largo de un período muy extenso, elimina el CO₂ de los océanos. [ 63 ] La conversión completa de CO₂ en piedra caliza tarda entre miles y cientos de miles de años. [ 64 ]

Producción primaria mediante fotosíntesis

Aumento del área foliar global entre 1982 y 2015, causado principalmente por el efecto de fertilización del CO2 [ 65 ].

La productividad primaria neta de las plantas y el fitoplancton aumenta a medida que el incremento de CO₂ impulsa su fotosíntesis, en lo que se conoce como el efecto de fertilización por 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 por donde se absorbe el CO₂ ). Sin embargo, el aumento de las sequías en ciertas regiones aún 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 serían mucho más abundantes en latitudes altas cerca de los polos, pero crecerían mucho menos cerca de los trópicos; existe una confianza media en que los ecosistemas tropicales ganarían más carbono en relación con la actualidad. Sin embargo, existe una alta confianza en que el sumidero total de carbono terrestre seguirá siendo positivo. [ 8 ] : 677

Gases no relacionados con el clima que no son CO₂ (no está claro)

Retroalimentaciones climáticas 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 . [ 66 ] [ 67 ] Otros, como el sulfuro de dimetilo liberado de los océanos, tienen efectos indirectos. [ 68 ] 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. [ 69 ] 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. [ 70 ] 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, por lo tanto, terminan cubiertos de nieve de forma más extensa que los abetos, que conservan sus agujas oscuras durante todo el año. [ 71 ]

Por otro lado, se espera que los cambios en las emisiones de compuestos como la sal marina, el dimetilsulfuro, el polvo, el ozono y diversos compuestos orgánicos volátiles biogénicos sean negativos en general. Se cree que, a partir de 2021, todas estas retroalimentaciones distintas del CO₂ se anulan prácticamente entre sí, pero la confianza es baja, y las retroalimentaciones combinadas podrían alcanzar hasta 0,25 W/m² · K en cualquier dirección. [ 7 ] : 967

Permafrost (positivo)

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

Nueve escenarios probables de emisiones de gases de efecto invernadero por deshielo del permafrost durante el siglo XXI, que muestran una respuesta limitada, moderada e intensa de las emisiones de CO₂ y CH₄ a las trayectorias de concentración representativas de bajas , medias y altas emisiones . La barra vertical utiliza las emisiones de algunos países grandes 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 para el resto del siglo XXI si se mantuvieran sin cambios respecto a sus niveles de 2019. [ 72 ]

En conjunto, se espera que las emisiones acumuladas de gases de efecto invernadero por el deshielo del permafrost sean menores que las emisiones antropogénicas acumuladas, aunque siguen siendo sustanciales a escala global, y algunos expertos las comparan con las emisiones causadas por la deforestación . [ 72 ] El Sexto Informe de Evaluación del IPCC estima que el dióxido de carbono y el metano liberados del permafrost podrían ascender al equivalente de 14–175 mil millones de toneladas de dióxido de carbono por cada 1  °C (1,8  °F) de calentamiento. [ 73 ] : 1237 A modo de comparación, en 2019, las emisiones antropogénicas anuales de dióxido de carbono por sí solas rondaban los 40  mil millones de toneladas. [ 73 ] : 1237 Una revisión importante publicada en el año 2022 concluyó que si se lograra el objetivo de prevenir un calentamiento de 2  °C (3,6  °F), entonces las emisiones anuales promedio del permafrost a lo largo del siglo XXI serían equivalentes a las emisiones anuales de Rusia en el año 2019. Según el escenario RCP4.5, considerado cercano a la trayectoria actual y donde el calentamiento se mantiene ligeramente por debajo de 3  °C (5,4  °F), las emisiones anuales del permafrost serían comparables a las emisiones de Europa Occidental o Estados Unidos en 2019, mientras que, en el escenario de un calentamiento global elevado y la peor respuesta de retroalimentación del permafrost, se aproximarían a las emisiones de China en 2019. [ 72 ]

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 añadiría alrededor de 0,09  °C (0,16  °F) a las temperaturas globales para el año 2100, [ 74 ] 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) por 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). [ 75 ] [ 76 ]

Un estudio publicado en 2024 en Nature Climate Change descubrió que la erosión costera en el Ártico, provocada por el deshielo del permafrost, reduce la capacidad del océano para absorber dióxido de carbono, lo que desencadena retroalimentaciones adicionales entre el carbono y el clima en la región. [ 77 ]

Retroalimentación a largo plazo

capas de hielo

La pérdida de albedo de las principales áreas de hielo en la Tierra contribuye al calentamiento: los valores mostrados corresponden a un calentamiento inicial de 1,5 °C (2,7 °F) . [ 43 ] La pérdida total de las capas de hielo requiere varios milenios: las demás pueden perderse en uno o dos siglos. [ 58 ] [ 59 ]  

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 un espesor promedio de alrededor de 2 km (1 milla) . [ 78 ] [ 79 ] Debido a este tamaño inmenso, 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 . Dado que el agua de deshielo es completamente dulce, dificulta que la capa superficial se hunda bajo las capas inferiores, lo que interrumpe el intercambio de oxígeno, nutrientes y calor entre ellas. 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 en estas escalas temporales ha sido limitada. [ 7 ] : 977 Un efecto a más largo plazo es la retroalimentación hielo-albedo de las capas de hielo que alcanzan su estado final en respuesta al 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 0,04–0,06 °C), mientras que la pérdida de la capa de hielo de la Antártida Occidental añade 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) [ 43 ] 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 en 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. [ 58 ] [ 59 ]                

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 avanza hacia niveles más altos. [ 43 ] Si bien es probable que Groenlandia y la capa de hielo de la Antártida Occidental estén destinadas a derretirse 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) [ 58 ] [ 59 ]      

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, hubo 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 , podría descomponerse rápidamente y liberar grandes cantidades de metano, lo que podría llevar 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 disociarse en el fondo marino. [ 84 ] [ 85 ] Por lo tanto, no se espera que los hidratos de metano tengan un impacto "detectable" en las temperaturas globales durante este siglo. [ 8 ] : 677 Algunas investigaciones sugieren que la disociación de hidratos aún puede causar un calentamiento de 0,4–0,5 °C (0,72–0,90 °F) durante varios milenios. [ 86 ]      

Formulación de la sensibilidad climática mediante retroalimentación forzada

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 ):

mimiI≡ASR−OLR{\displaystyle EEI\equiv ASR-OLR}

donde ASR es la radiación solar absorbida y OLR es la radiación saliente de onda larga en la parte superior de la atmósfera. Cuando EEI es positivo, el sistema se calienta; cuando es negativo, se enfría; 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 en la EEI , indicada por el símbolo Δ. Dicha perturbación suele ser inducida por un forzamiento radiativo ( ΔF ), que puede ser natural o artificial. Las respuestas dentro del sistema, ya sea para regresar al estado estable o para alejarse aún más de él, se denominan retroalimentaciones λΔT .

ΔmimiI=ΔF+λΔT{\displaystyle \Delta EEI=\Delta F+\lambda \Delta T}.

La retroalimentación es un proceso termodinámico , mientras que la forzadura es una operación termodinámica según los principios clásicos .

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

λ=∑iλi=(λwv+λdo+λa+λdodo+λpag+λlr+...){\displaystyle \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: wv{\displaystyle wv}=  vapor de agua, do{\displaystyle c}=  nubes, a{\displaystyle a}=  albedo de la superficie, dodo{\displaystyle cc}=  ciclo del carbono, pag{\displaystyle p}=  Respuesta de Planck y lr{\displaystyle lr}=  gradiente térmico. Se entiende que todas las cantidades son promedios globales, mientras que T se suele traducir a la temperatura en la superficie debido a su relevancia directa para los seres humanos y muchas otras formas de vida. [ 20 ]

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 de retroalimentación relativas g i de otros componentes:

λ=¬λpag×(1−∑igramoi){\displaystyle \lambda =\neg \lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})}.

Por ejemplogramowv≈0,5{\displaystyle g_{wv}\approx 0.5}para la retroalimentación del vapor de agua.

En el contexto de la modelización y el análisis climático numérico moderno, la formulación linealizada tiene un uso limitado. Uno de estos usos es diagnosticar la fuerza relativa de diferentes mecanismos de retroalimentación. Se obtiene entonces 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 cierto tiempo: [ 18 ] : 19–20

ΔT=ΔFλpag×(1−∑igramoi){\displaystyle \Delta T={\frac {\Delta F}{\lambda _{p}\times (1-\sum _{i}g_{i})}}}.

Implicaciones para la política climática

Diagrama que muestra cinco estimaciones históricas de la sensibilidad climática de equilibrio según el IPCC.
Estimaciones históricas de la sensibilidad climática de las evaluaciones del IPCC. Los tres primeros informes dieron un rango probable cualitativo, y los tres siguientes lo cuantificaron formalmente, añadiendo un rango probable >66% (azul oscuro). [ 88 ] [ 4 ] : 96 Esta incertidumbre depende principalmente de las retroalimentaciones. [ 9 ] [ 10 ]

La incertidumbre sobre las retroalimentaciones del cambio climático tiene implicaciones para la política climática. Por ejemplo, la incertidumbre sobre las retroalimentaciones 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 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 determinada. Ambos objetivos (concentraciones o temperaturas) requieren comprender los cambios futuros en el ciclo del carbono. [ 8 ] : 678

Si los modelos proyectan incorrectamente los cambios futuros en el ciclo del carbono, podrían no alcanzarse los objetivos de concentración o temperatura. Por ejemplo, si los modelos subestiman la cantidad de carbono liberado a la atmósfera debido a retroalimentaciones positivas (p. ej., debido al deshielo del permafrost), también podrían subestimar la magnitud de las reducciones de emisiones necesarias para cumplir un objetivo de concentración o temperatura. [ 8 ] : 678 [ 90 ]

Véase también

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