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8.

CAMBIO CLIMÁTICO GLOBAL Y EL EFECTO INVERNADERO

8.1.

INTRODUCCIÓN

Con la emisión masiva de dióxido de carbono y otros gases, las sociedades industriales vienen modificando la composición química de la atmósfera desde hace más de un siglo. Desde finales de los años 50, en el siglo pasado, la sociedad ha ido tomando conciencia de los riesgos asociados con este fenómeno y de sus probables consecuencias desastrosas para la vida sobre este planeta. A pesar de esto, las reuniones mundiales realizadas desde el Congreso de Villach (Austria, 1985) hasta Kyoto (1997), Buenos Aires (1998) y Bonn (1999) no se han traducido en acciones globales concretas para enfrentar el problema. Al contrario, actualmente y en la mayoría de los casos, los países pobres con un ingreso per cápita anual de menos de 200 US$, son los más afectados por el cambio climático; como Mozambique por inundaciones y Etiopía por sequías, a pesar de tener emisiones de gases invernaderos equivalentes al 3,2% de la emisión global (frente al 75% emitido por los países ricos organizados en el grupo G7, con un ingreso per cápita anual de 20000 US$). La complejidad del problema no sólo requiere de una respuesta proveniente del mundo político y de las relaciones internacionales, sino también de nuestra propia actitud personal. Las exigencias a los gobiernos para que tomen medidas más efectivas frente a esta problemática, deben ir acompañadas del compromiso personal de proteger el ambiente en que vivimos. El objetivo del presente Capítulo es definir el sistema climático global y caracterizar el efecto invernadero y sus consecuencias para la vida sobre este planeta.

8.2.

EL SISTEMA CLIMÁTICO GLOBAL (FIGURA 8.1)

Tradicionalmente, el clima se ha definido como el estado atmosférico promedio sobre al menos la perspectiva de varios años, que permita un cálculo aproximado de sus parámetros estadísticos descriptivos (promedio, variabilidad, extremos). La compresión del clima ha avanzado en las últimas décadas, debido a que se ha estudiado dentro del contexto de un sistema global conformado por la atmósfera, el océano, la criósfera (hielo), la biósfera y la geósfera (tierra sólida). Es tos componentes interaccionan y se retroalimentan entre sí en diversas escalas de tiempo y espacio, generando un sistema altamente complejo, cuyos cambios de largo plazo son difíciles de percibir y pronosticar. El sistema es inducido por la radiación solar, cuya distribución irregular sobre el planeta (exceso sobre la región tropical y déficit en las regiones polares) conduce a la circulación global de la atmósfera y del océano. Así, aunque es el sol quien proporciona la energía para este sistema, son los fluidos geofísicos (agua y aire) los encargados de redistribuir esta energía sobre el planeta para mantener el equilibrio termal.

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Figura 8.1. Diagrama esquemático del Sistema Climático (Modificado de Bigg, 1996)

Figura 8.2. Perfil vertical medio zonal de temperatura durante el mes de Junio en 45°N (Modificado de Bigg, 1996). En este capítulo nos centraremos básicamente en el componente atmosférico y oceánico y en el rol que ambos desempeñan en el denominado Efecto Invernadero.

8.3.

LA ATMÓSFERA

La atmósfera es una mezcla homogénea de gases sobre un rango de altura importante para el clima, es decir la Troposfera y la Estratósfera (Figura 8.2). La composición de esta mezcla aparentemente estable, el aire, se indica en la Tabla 8.1. Se piensa que el balance en los constituyentes dominantes del aire, ha evolucionado considerablemente en la escala geológica del planeta donde el oxígeno probablemente ha sido un producto, más bien que una necesidad de la vida (hipótesis GAIA). Tabla 8.1. Los mayores constituyentes de la atmósfera (Fuente: Bigg, 1996). Constituyente gaseoso Forma molecular CONSTITUYENTE GASEOSO

Nitrógeno

FORMA MOLECULAR

78,1

Oxígeno Argón

Ar

0,93

20,9

Vapor de agua

H2O

variable: 0,1 – 1

Dióxido de carbono

0,0355

Metano

CO2 CH4

Oxido nítrico

N2O

0,0000172

O3

A diferencia de lo que ocurre en bajas latitudes, donde el efecto de la rotación de la Tierra es menor y los vientos son deflectados relativamente poco formando celdas convectivas verticales (celdas de Hadley), hacia las mayores latitudes el grado de deflección debido a la rotación incrementa, tendiendo a formar vórtices atmosféricos. Estos ciclones (bajas de presión) y anticiclones (altas de presión) tienden a ser horizontales y son propios de las regiones templadas (latitudes medias). Tanto las celdas de Hadley como los vórtices atmosféricos horizontales de gran escala, son efectivos mecanismos por los cuales la circulación atmosférica transporta calor desde los trópicos hacia las mayores latitudes.

PROPORCIÓN (%)

N2 O2

Ozono

152

Proporción (%)

El intenso calentamiento solar sobre los trópicos, hace que el aire menos denso ascienda, dejando un vacío (baja presión) hacia el cual convergen los vientos superficiales. Esta región de convergencia se concentra en una banda estrecha alrededor del globo conocida como la Zona de la Convergencia Inter-Tropical (ZCIT). En altura, el aire se mueve hacia el polo para compensar el flujo superficial dando origen a la llamada Celda de Hadley (una hacia cada polo). La rotación de la Tierra produce que los vientos superficiales que convergen en el Ecuador tengan una componente hacia el oeste, resultando en los vientos de tendencia del Este (Alisios) en la zona ecuatorial.

0,000172 variable: ~ 0,000005

8.4.

EL EFECTO INVERNADERO (THE GREENHOUSE EFFECT)

Un número de gases en baja concentración en la atmósfera no son sensibles a la iluminación por radiación de onda corta proveniente del Sol, sino que absorben energía en longitudes de onda larga o infra-roja proveniente del sistema terrestre. Esta absorción de radiación de onda larga, se traduce en un aumento de la temperatura en las capas bajas de la atmósfera (Troposfera). El fenómeno se puede observar al analizar un espectro de energía típico visto desde la Tropopausa (Figura 8.3). En esta figura la curva exterior (línea entrecortada) muestra la emisión teórica de radiación de onda larga correspondiente a un cuerpo a una temperatura de 21 °C (el sistema terrestre). En ausencia de gases atmosféricos, éste debería ser el espectro observado a la altura de la Tropopausa (unos 10 a 12 km de altura). Sin embargo, debido a la presencia de gases atmosféricos, el espectro realmente observado es la curva inferior (línea continua). La resta entre la curva exterior y la interior (parte sombreada), constituye la absorción de radiación de onda lar153

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ga por parte de gases atmosféricos (gases invernaderos). Hay regiones del espectro, tales como las longitudes de onda más cortas que 8 µm y desde 15 a 20 µm, donde la radiación de onda larga es casi totalmente absorbida. Es esta absorción de energía y su re-emisión asociada hacia el sistema terrestre, la que da origen al Efecto Invernadero.

Figura 8.3. Espectro de radiación de la superficie de la Tierra, visto en la Tropopausa. La línea entrecortada es la emisión de cuerpo negro para una temperatura superficial típica de 294°K (21°C). La línea sólida es el espectro observado. La región sombreada denota la energía absorbida por gases en la Troposfera (Modificado de Bigg, 1996).

Los gases invernaderos principales y su relativa contribución al calentamiento global se muestran en la Tabla 8.2. Los porcentajes indicados no son estrictamente aditivos, debido a que el rango de absorción de los diferentes gases se traslapa. También se indican las longitudes de onda de absorción fundamental de estas moléculas, recordando la complejidad de estos espectros de absorción con sus armónicos y combinaciones lineales. El vapor de agua es 2 a 3 veces más importante que el CO2 para el Efecto Invernadero. Este hecho es a veces despreciado en la discusión del calentamiento global, debido a que el vapor de agua es altamente variable en concentración, tanto en espacio como en tiempo, haciendo difícil aislar su efecto global. La importancia del Efecto Invernadero para el contenido de calor de la atmósfera y, por lo tanto, para el sistema climático es tan importante que puede aumentar la cantidad de energía disponible para calentar la superficie terrestre desde un 70% de la radiación solar incidente (en ausencia de atmósfera) hasta un 133%. Las consecuencias para un planeta con y sin gases invernaderos serían drásticas. Si no hubiera vapor de agua, CO2 o metano en la atmósfera, la temperatura superficial estaría bajo el congelamiento en cerca de 18 °C. En estas condiciones los ríos, lagos y océanos estarían congelados. Tabla 8.2. Los gases invernaderos (Fuente: Bigg, 1996). GAS

LONGITUD DE ONDA DE ABSORCIÓN BÁSICA (µM)

CONTRIBUCIÓN AL CALENTAMIENTO GLOBAL

Vapor de agua (H 2O)

2.66, 2.74, 6.27

55 – 70%

Dióxido de carbono (CO 2)

4.26, 7.52, 14.99

25%

Clorofluorocarbonos (CFCs)

9.52, 13.8, 15.4

11%

Metano (CH4)

3.43, 6.85, 7.27

5%

Oxido nitroso

4.50, 7.78, 16.98

2%

Ozono (O 3), dióxido de sulfuro (SO2), otros óxidos

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De este modo, el Efecto Invernadero en sí mismo no debe tener una connotación negativa para la vida en la Tierra; al contrario, sin una cobertura gaseosa la radiación de onda larga proveniente desde la Tierra escaparía hacia el espacio exterior y este planeta estaría bajo el punto de congelación. El problema se encuentra, más bien, en que las tasas de emisión de estos gases hacia la atmósfera han aumentado dramáticamente a causa de la intervención del hombre, provocando un desequilibrio en el sistema natural. Por ejemplo, la Figura 8.4 muestra cómo el ascenso en las anomalías de la temperatura global del planeta (desviación del valor medio) para el período entre 1860 y 1995 (barras), ha ido acompañado por un incremento en la concentración de CO2 atmosférico. A partir de medidas directas, se ha estimado que la concentración de CO2 en la atmósfera se ha incrementado a una tasa cercana al 0,35 % o 1,2 ppm al año. Gran parte de la investigación del sistema climático de las últimas décadas se ha destinado a encontrar relaciones causales entre estas dos curvas. Para comprender algunas de estas relaciones es necesario conocer el rol de los océanos y algunas características básicas del ciclo del carbono.

Figura 8.4. Incremento en la concentración atmosférica de CO2 desde 1860 (lí nea sólida) y temperatura global media para el mismo período (Modificado de Bigg, 1996)

8.4.1. PRINCIPALES FUENTES DE EMISIÓN DE GASES INVERNADERO La fuente principal que ha inducido el ascenso en los gases invernadero corresponde a la quema de combustibles fósiles (50% del total de las emisiones de CO2, NOx, CO, CH4) asociada al consumo de energía por parte de la sociedad. De la industria química proviene otro 20% correspondiente a gases fluorados como el freon con una larga permanencia en la atmósfera. Otra fuente importante, es la agricultura, con un 15% de la emisión de gases tales como N2O (proveniente de abonos) y CH4 (proveniente de cultivos de arroz, crianzas de animales y deposiciones orgánicas). Debido al aumento de la población mundial, probablemente estas emisiones se intensifiquen. La destrucción de los bosques corresponde al 15% restante de las emisiones. Se calcula que de los 46 millones de km2 de bosques existentes en el planeta (1/3 de la superficie terrestre), actualmente existen cerca de 36 millones de km2, los cuales están en parte dañados (Tabla 8.3). Desde el año 1850 se han liberado alrededor del 20% del carbono fijado en la vegetación (unos 117 mil millones de toneladas de carbono).

< 1% cada uno

de nitrógeno, monóxido de carbono (CO), etc. 154

155

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Tabla 8.3. Cambios en el tamaño de los bosques tropicales entre 1990 y 1995 (Fuente: Lozán et al., Ed, 2001). CONTINENTE

CAMBIO ANUAL (EN MILLONES DE HECTÁREAS)

(%)

Africa tropical

-18,5

-0,7

Asia Tropical

-15,3

-1,1

América Tropical

-28,3

-1,3

Otras sustancias provenientes de la industria química se indican en la Tabla 8.4. Muchos de estos productos tienen un fuerte efecto invernadero y destruyen al mismo tiempo la capa de ozono en la Estratosfera. Por tal razón, la producción de algunas de estas sustancias fueron mundialmente prohibidas en la conferencia de Montreal (1987) y sus reuniones siguientes. Se trata de sustancias químicamente muy estables y de larga vida media en la atmósfera. Actualmente, alrededor de las _ partes de las emisiones provienen de los países industrializados en donde vive solo el 25% de la población mundial (por ejemplo, en Estados Unidos de Norteamérica 1 litro de agua mineral cuesta 1.10 US$ y 1 litro de gasolina solamente 0,32 US$). Otro 29% proviene de los países en desarrollo y el 48% restante proviene de otros países industrializados (incluyendo China, India y Rusia). Con la aceleración del crecimiento económico aumentará, sin embargo, en las próximas décadas la proporción de los países en desarrollo. Tabla 8.4. Algunas sustancias emitidas por la industria química con efecto invernadero (Fuente: Lozán et al., Ed, 2001).

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Fórmula química

Permanencia atmosférica (años)

CO2

Variable

CH4

12

N2O

120

Potencial invernadero específico en relación con el CO2 en períodos de: 20 años 100 años 500 años 1

1

1

56

21

6,5

280

310

170

CFCl3

50

5000

4000

1400

CF2Cl2

102

7900

8500

4200

CF3Cl

640

8100

11700

13600

C2F3Cl3

85

5000

5000

2300

C2F4Cl2

300

6900

9300

8300

C2F5Cl

1700

6200

9300

13000

CF2HCl

13,3

4300

1700

520

C2F3HCl2

1,4

300

C2F4HCl

5,9

1500

93 480

29 150

C2FH3Cl2

9,4

1800

630

200

C2F2H3Cl

19,5

4200

2000

630

CCl4

42

2000

1400

500

CH3CCl3

5,4

360

110

35

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Fórmula química

Permanencia atmosférica (años)

Potencial invernadero específico en relación con el CO2 en períodos de: 20 años 100 años 500 años

CHF3

264

9100

11700

9800

CH2F2

5,6

2100

650

200

C2HF5

32,6

4600

2800

920

CHF2CHF2

10,6

2900

1000

310

CH2FCF3

14,6

3400

1300

420

CF3CH3

55

5200

4400

1600

C2H4F2

1,5

460

140

42

CF4

50000

4400

6500

10000

C2F6

10000

6200

9200

14000

C6F14

3200

5000

7400

10700

SF6

3200

16300

23900

34900

8.5.

EL ROL DEL LOS OCÉANOS

Los océanos cubren 361 millones de km 2 o el 71% del área superficial del globo, casi 2,5 veces el área terrestre. Están constituidos en un 96,5% en volumen, por agua. La molécula de agua tiene propiedades que son importantes para el transporte de calor, momentum y gases climáticamente activos (incluyendo el agua misma) entre la atmósfera y los océanos. El 3,5% restante de la solución oceánica - sales disueltas, partículas, material orgánico y gases – desempeñan un rol importante en los procesos climáticos y en la circulación de los océanos. Un esquema global de la circulación en el océano profundo (circulación termohalina) se muestra en la Figura 8.5. El agua se calienta en regiones ecuatoriales y se mueve hacia los polos por la circulación oceánica de macroescala, extrayendo calor desde los trópicos. En regiones subárticas, el enfriamiento de la columna de agua y la formación de hielo aumentan la densidad del agua y ésta se hunde para formar el "agua profunda" de los océanos. Este hundimiento es el comienzo de una larga jornada cercana al piso marino. Un porcentaje del agua profunda formada viaja hacia el sur en la cuenca Atlántica, luego se mueve hacia la cuenca del Pacífico y desde allí se mueve lentamente hacia el norte en una jornada que puede durar cientos de años. Esta circulación da origen al Cinturón Transportador (Conveyor Belt) el cual es muy importante para el Sistema Climático. Esta correa transportadora provee de un mecanismo estabilizante del clima debido a su larga escala temporal (1000 años) aunque también puede causar cambios climáticos abruptos en el espacio de unas pocas décadas si es perturbada. Zonas de hundimiento de masas de agua que se encuentran en el Mar de Weddell (15 - 60º W; 65 - 75º S) y en los mares de Groenlandia y Noruega, donde aguas relativamente salinas del Atlántico Norte se enfrían alcanzando una densidad suficientemente alta para formar agua de fondo.

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Figura 8.5. Esquema con el cinturón transportador de calor en el océano Modificado de: http://www.anl.gov/OPA/

8.5.1. LOS OCÉANOS Y EL CICLO DEL CARBONO En las regiones de formación de agua profunda (altas latitudes), se hunden grandes cantidades de CO2 disuelto en el agua de mar hacia las profundidades del océano, siendo removido del contacto con la atmósfera. Inversamente, en regiones de surgencia, especialmente en las grandes divergencias de la zona tropical, el calentamiento de las aguas frías de surgencia causan que ella entregue billones de toneladas de CO 2 a la atmósfera. Se piensa que estos dos procesos estarían aproximadamente balanceados y se sustentarían en la circulación termohalina. La principal fuente de carbono en la historia terrestre ha estado en la forma de CO2, liberado a la atmósfera por volcanes (Figura 8.6). Se estima que los volcanes en el tiempo geológico han agregado 50 x 106 giga toneladas de CO 2 a la atmósfera a una tasa anual de 0,04 giga toneladas/año. La quema de combustible fósiles agrega 5,3 giga toneladas/año (más de 100 veces la tasa natural). Algo del CO2 en la atmósfera se incorpora en la estructura de plantas terrestres y algo entra al océano por disolución en las capas superficiales. Actualmente, la atmósfera mantiene cerca de 720 giga toneladas y tiene un ciclo de alrededor de 10 giga toneladas/año reflejando la transferencia del CO2 en verano desde la atmósfera a plantas terrestre por fotosíntesis, y la transferencia de retorno en invierno a la atmósfera a través de respiración y descomposición.

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Las plantas terrestre y el suelo contienen alrededor de 2000 giga toneladas, la capa de mezcla del océano (0-80m) contiene 2300 giga toneladas y el océano profundo 35.000 giga toneladas. Las rocas que se han formado a partir de sedimento oceánico, junto a los sedimentos, contienen cerca de 2000 veces la cantidad total en todos estos reservorios o 70.000.000 giga toneladas. Cerca de 50.000.000 giga toneladas de estos sedimentos están en la forma de carbonatos y 20.000.000 giga toneladas están como materia orgánica, de los cuales 5.000 giga toneladas está en la forma de combustibles fósiles recuperables. Los sedimentos, por lo tanto, contienen la vasta mayoría (99,95 %) de todo el carbono producido en la atmósfera por los volcanes. Si no hubiera océanos para formar sedimentos la concentración de CO 2 en la atmósfera debería ser lejos superior de la actual y la temperatura terrestre debería ser cercana a la de Venus (alrededor de 400°C), el cual tiene una alta concentración de CO2 (planeta invernadero) siendo demasiado cálido para que el agua permanezca en su estado líquido. Ya que los océanos y sus rocas sedimentarias contienen casi todo el CO2 liberado a la atmósfera y ellos posiblemente absorben una fracción significativa del CO2 adicional que está siendo colocado en la atmósfera cada año, es obvio que los procesos oceánicos que controlan la disposición de este gas son vitales para entender el sistema climático. El CO 2 entra al océano por disolución en la capa superficial del océano a una tasa determinada por la diferencia en la presión parcial del gas entre el aire y el agua. Una vez en el océano, sólo una pequeña cantidad del gas permanece en la forma disuelta, la mayoría reacciona con el agua para formar ácido carbónico (H2CO3), iones bicarbonato (HCO3-) e iones carbonato (CO3-2). En la capa superficial, el carbono es incorporado a los compuestos orgánicos, esqueletos y conchas, especialmente durante el bloom primaveral, permaneciendo con los organismos cuando mueren y se hunden. La descomposición retorna algo del carbono a la columna de agua y algo es depositado en los sedimentos. Este flujo de carbono fuera de la zona eufótica hacia las capas más profundas, se denomina "Bomba Biológica del Carbono". El resultado de este flujo de carbono hacia abajo es un incremento de la concentración de CO2 desde alrededor de 2,0 nmol/kg (n= nano=10-9) en la capa superficial a cerca de 2,2 - 2,4 nmol/kg a 1000 m. Desde 1000 m hasta el fondo la concentración incrementa o disminuye levemente. La concentración de CO2 bajo los 1000 m es cerca del 10% mayor en el Pacífico Norte que en el Atlántico Norte. Esta discrepancia se debe a las diferencias en las tasas de circulación profunda entre ambos océanos y al hecho de que el agua profunda del Pacífico Norte ha tenido más tiempo para acumular el CO2 que está siendo bombeado hacia abajo desde las capas superiores. De este modo, los océanos y la comunidad fitoplanctónica que allí vive son fundamentales para el balance del CO 2 en el sistema climático global.

Figura 8.6. Cantidades de carbono en varios reservorios del sistema climático y el flujo anual debido a los volcanes y a la combustión de combustibles fósiles. Unidades en giga toneladas (1 giga tonelada = 1 Gt = 109 x 103 kg =1012 kg). (Modificado de Mann and Lazier, 1991).

158

8.6.

PROBABLES CONSECUENCIAS DEL CALENTAMIENTO GLOBAL

En la actualidad, se piensa que la principal causa de cualquier cambio climático inminente será el incremento en la concentración atmosférica de los gases invernadero producidos por el hombre desde comienzos de la Revolución Industrial del siglo XVIII. Se espera que esto conduzca al equivalente de doblar la concentración de CO2 en el año 2030.

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8.6.1. ¿QUÉ EFECTOS PODRÍA TENER ESTO SOBRE LOS OCÉANOS ? a)

De acuerdo a modelos actuales de interacción océano-atmósfera, esto conduciría a un incremento entre 1,5 a 4,5°C en la temperatura superficial media global, con las altas altitudes más cálidas, especialmente en otoño e invierno. Esto tendría dos consecuencias:

•

El nivel del mar puede ascender entre 20 y 140 cm, principalmente debido a una expansión de la columna de agua oceánica y sólo secundariamente debido al derretimiento del hielo glacial.

•

Provocaría un incremento en la temperatura superficial del mar, con cambios más notorios próximo a los 60°N. Esto conduciría a una mayor cantidad de evaporación y de ahí a un ciclo hidrológico más vigoroso.

b)

Balance entre precipitación y evaporación. El balance esperado indica que latitudes medias tendrían un mayor incremento en la evaporación con un correspondiente incremento de la precipitación en regiones polares y tropicales. Como resultado de esto, incrementarían los gradientes meridionales (e.d. norte-sur) en la salinidad superficial, creando condiciones de aguas subtropicales más salinas.

c)

El espesor, el área y la duración de la cubierta de hielo disminuiría.

d)

Un aumento del calentamiento superficial a altas latitudes reducirá los gradientes meridionales de temperatura reduciendo el stress (esfuerzo) del viento en aproximadamente un 10% en el Atlántico Norte. Esto podría traer como consecuencia el debilitamiento de la circulación horaria en las corrientes del Golfo y de Kuroshio.

8.7.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS Bigg, G.R. 1996. The Oceans and Climate. Cambridge University Press. 266 pp. Lozán, J., H. GraBl and P. Hupfer (Eds). 2001. Climate of the 21st century: Changes and Risks – Scientific Facts. Hamburgo, Alemania Federal. Mann, K.H. and J. R. N. Lazier. 1991. Dynamics of Marine Ecosystem. Biological-Physical Interactions in the oceans. Blackwell Scientific Publications. 465 pp. Neshyba, S. 1987. Oceanography. Perspectives on a Fluid Earth. John Wiley & Sons. 506 pp.

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CAPÍTULO IX CLAUDIO ZAROR