Fundamentos Del Cambio Climático PDF

FUNDAMENTOS DEL CAMBIO CLIMATICO Está cons6tuido por cinco componentes: La atmósfera (A), la hidrosfera (H), la criosfera (C), la litosfera (L) y la biosfera (B), que están en contacto mutuo e interactuando entre sí constantemente Tradicionalmente se define el clima en función del estado del compon...

FUNDAMENTOS DEL CAMBIO CLIMATICO Está cons6tuido por cinco componentes: La atmósfera (A), la hidrosfera (H), la criosfera (C), la litosfera (L) y la biosfera (B), que están en contacto mutuo e interactuando entre sí constantemente Tradicionalmente se define el clima en función del estado del componente atmosférico, consideramos unas condiciones promedio de los demás componentes. El clima atmosférico se especifica mediante propiedades estadís6cas de variables meteorológicas observadas en periodos largos el 6empo. Diferencia entre 6empo y clima: el clima consiste en las condicione meteorológicas Qpicas, de un lugar mientras que el 6empo consiste en las condiciones meteorológicas realmente observadas en un momento concreto. En el caso que varíen las condiciones, el componente atmosférico puede llegar a adquirir dis6ntos estados climá6cos, determinándose el cambio climá6co experimentado a par6r de la diferencia entre los promedios y otras propiedades estadís6cas correspondientes a los dos estados. T à (1991-2020)-(1961-1990) El clima sería el estado del sistema climá6co. Los diversos componentes del sistema climá6co deben considerarse integradamente, no de forma separada. El clima se define por un conjunto de can6dades medias y estadís6cos de orden superior que caracterizan la estructura y el comportamiento de los diversos componentes del sistema climá6co a lo largo de un periodo temporal determinado. Caracterís6cas individuales más relevantes de cada componente del sistema climá6co. - Atmosfera: a pesar de su escaso espesor, es un componente central, presenta una gran variabilidad espaciotemporal y un 6empo de respuesta muy corto de días a pocas semanas. Los movimientos atmosféricos a escala hemisférica se deben esencialmente a la inhomogeneidad la6tudinal del calentamiento solar, aunque influyen también otros factores. Los movimientos 6enen dis6ntas escalas - Hidrosfera: comprende la totalidad del agua en estado líquido que se encuentra en la Tierra. Por su inercia térmica puede decirse que los océanos se comportan como termorreguladores. El fluido oceánico esta más estra6ficado que el atmosférico y la capa superior es la más ac6va. Los movimientos son más lentos que los atmosféricos. El 6empo de respuesta de los océanos varían de meses en la capa superior a siglos / milenios en las capas bajas. Los movimientos oceánicos transportan parte del calor ganado en las la6tudes bajas hacia las la6tudes intermedias y altas. Los océanos están acoplados con la atmosfera e intercambian energía materia en gran variedad de escalas espacio -temporales - Criosfera: está compuesta por las grandes masas de hielo y nieve de la corteza terrestre. Su mayor influencia sobre el sistema climá6co se debe a la gran reflec6vidad(albedo) que presenta a la radiación solar incidente y a su naja conduc6vidad térmica. Como la extensión del hielo marino y la nieve con6nental cambia estacionalmente, estos componentes de la criosfera originan perturbaciones intra e interanuales en el balance energé6co superficial a escala planetaria. Las masas con6nentales de hielo desempeñan un papel destacado en las variaciones del clima a escalas temporales más largas. - Litosfera: cons6tuido por los con6nentes y su topogra_a, influye sobre los movimientos atmosféricos y oceánicos. Es el componente que 6ene el 6empo de respuesta más largo, de forma que generalmente se le considera como un invariante. Su interacción con la atmosfera es notable, pues intercambia con ella masa, momento angular y calor sensible y da lugar a disposición de energía ciné6ca atmosférica y oceánica por efecto del rozamiento. El contenido de humedad de la capa más externa influye mucho en el balance energé6co superficial a causa del calor latente de evaporación y de su efecto sobre la conduc6vidad térmica del suelo. - Biosfera: comprende la flora y fauna con6nentales y oceánicas. La flora con6nental altera la rugosidad superficial, el albedo y la evaporación, la escorrenQa y la capacidad de almacenamiento de la humedad en el suelo. También influye sobre el balance de CO2 en la atmosfera y los océanos a causa de la función fotosinté6ca. Se incluyen aquí también lo efectos inducidos por ac6vidades humanas. La biosfera es asimismo sensible a alteraciones en el clima atmosférico. La naturaleza del sist. Climá6co. à Es cerrado para el intercambio de materia con el exterior, pero abierto para el intercambio de energía. Los componentes de este sistema son subsistemas abiertos, pues interactúan entre si a través de complejos procesos de intercambio. REALIMENTACIONES- las interacciones complejas entre componentes pueden ser amplificadas o reducidas por el sistema climá6co. Realimentación hielo – albedo à es posi6va  - Forzamiento climá6co externo: agente externo al sistema climá6co que induce un cambio en este. (erupciones volcánicas variaciones solares, cambios orbitales, antropogénicos de la atmosfera y/o el suelo) los forzamientos climá6cos son cuan6ficados habitualmente mediante el cambio que provocan en el balance de energía. En W/m2 Tiempo de respuesta: es el 6empo que tarda el sistema en volver a un nuevo estado de equilibrio tras aplicarle un forzamiento. Los diferentes 6empos de respuesta de cada compnente aconseja considerarlos según un orden jerarquico: primero se tratan aquellos componentes con 6empos de respuesta mas cortos, considerando a los otros como parte de un sistema externo. Como unos componentes evpñucionan mas rápidamente que otros, los componentes no estarán siempre en equilibrio entre si. Cuando coexisten subsistemas con diferente teimpo de respuesta, entonces nunca están en equilibrio. El clima está en con6nua evolución. ¿Qué 6po de sistema es el climá6co? à el sistema climá6co es un paradigma de los sistemas dinámicos no lineales. Sistemas dinámicos lineales y no lineales: son sistemas dinámicos porque evolucionan con el 6empo. Si son lineales la forma de su evolución es similar, cualesquiera que sean las condiciones iniciales que se introduzcan en las ecuaciones que gobiernan el sistema. Si son no lineales, eso no ocurre. El sistema climá6co es NO lineal debido a - Las complejas interacciones entre sus componentes. - Las grandes diferencias de 6empos de respuesta entre ellos - La existencia de numerosos procesos de realimentación que amplifican o amor6guan las repsuetsas del sistema climá6co a forzamientos externos. Se refleja en el aumento potencial de la presión de vapor de saturación al aumentar la temperatura del aire à extremos de precipitación mucho más intensos en un clima más cálido. La existencia de varios estados de equilibrio muy diferentes (circulación termohalina). La existencia de umbrales y puntos de no retorno en los procesos de cambio, más allá de los cuales los cambios se producen de forma muy rápida y/o irreversible. VARIACIONES FORZADASà generadas como respuestas a cambios en los forzamiento externos, que pueden tener origen astronómico.(intensidad de radiación solar u orbita, colisiones con meteoritos) O terrestre (variaciones en la composición de la atmosfera) VARIACIONES INTERNAS O LIBRES à a causa de inestabilidades y realimentaciones, que dan lugar a interacciones no lineales entre los diversos componentes del sistema climá6co, que pueden operar independientemente o inducir notables modificaciones en algunos forzamientos externos. (el niño). Con los suelos y vegeteacion ms secos, tendremos una proliferación de incendios. Si hay mayor evaporación de agua, será un verano muy caluroso, por lo tanto se seca mucho la vegetación, lo cual provoca incendios muy fuertes. En ambos casos, el cambio climá6co no provoca los incendios ni las inuncdaciones, lo que altera es la gravedad de estos fenómenos. TEMA 2: BALANCES PLANETARIOS DE ENERGIA Radiación y temperatura: cualquier objeto o sustancia emite energía en forma de radiación electromagné6ca. La energía emi6da depende de la temperatura superficial del objeto. Ley de Stefan-Boltzmann. A temperaturas más altas, la emisión se produce a longitudes de onda más bajas (frecuencias más altas). La longitud de onda de la máxima intensidad de radiación es inversamente proporcional a la T, ley de Wien. En la naturaleza, todos los objetos o sustancias esta siempre emi6endo y absorbiendo radiación. EL EFECTO INVERNADERO Cuerpo negroàemisividad=1 - Absorbe toda la radiación que le llega - Emite la máxima radiación posible Aire - Absorbe más de unas longitudes de onda y otras menos - Emite más a unas longitudes de onda y menos a otras La atmosfera absorbe rela6vamente poca radiación solar y casi toda la radiación terrestre. Los gases atmosféricos transmiten casi toda la radiación solar en el intervalo visible y parte de la radiación solar en el intervalo infrarrojo cercano, precisamente para las longitudes de onda de máxima intensidad de la radiación solar. Hay algunas longitudes de onda infrarrojas (“ventana infrarroja”) que no son absorbidas por los gases atmosféricos. La radiación terrestre de esas longitudes de onda escapa al espacio exterior (si no hay nubes) Los GEI, son los gases atmosféricos que absorben en conjunto buena parte de la radiación infrarroja emi6da por la 6erra y emiten de nuevo radiación infrarroja en todas direcciones. Las nubes absorben toda la radiación infrarroja que les llega (no son absorbentes selec6vos como los GEI) y emiten radiación infrarroja hacia arriba o abajo en función de a temperatura de la cima (o base) EFECTO INVERNADERO: es el fenómeno por el cual la radiación infrarroja emi6da por la superficie terrestre es absorbida en gran medida por los GEI atmosféricos, que emiten a su vez radiación infrarroja en todas direcciones, entre ellas hacia abajo, hacia la superficie terrestre. Por esta causa, la superficie terrestre 6ene una temperatura media mayor que si no exis6era la atmosfera. La densidad del aire, y por lo tanto la can6dad de gases de efecto invernadero, es máxima en la capa de aire junto al suelo, y va disminuyendo con la altura. Por ello a1>a2>a3>a4…. La absorción de radiación IR es mayor en las capas más bajas de la atmosfera. La emisividad depende de la concentración de GEIS en cada capa y depende a su vez de las caracterís6cas de la superficie. La radiación infrarroja emi6da por la superficie es absorbida en gran parte por la atmosfera, apenas es transmi6da hacia el espacio exterior. La radiación infrarroja emi6da por niveles medios/altos de la atmosfera es transmi6da en mayor proporción hacia el espacio exterior. Concentraciones GEI - Vapor de H20. 1% à una influencia del 50% - CO2: 0,04% à con una influencia del 24% en el efecto invernadero. - CH4: 0.000017% ¿Por qué el h20 es tan importante en la atmosfera? à realimentación. BALANCE DE ENERGIA EN EL LIMITE SUPERIOR DE LA ATMOSFERA Radiación solar entrante à es el flujo de energía solar que llega a la Tierra Si se si se repar6era por igual este flujo en toda la superficie terrestre, sería la segunda ecuación. El flujo de energía solar no se reparte de manera uniforme por toda la superficie terrestre. Las la6tudes bajas reciben más energía solar que las la6tudes altas, en promedio anual. El hemisferio de verano recibe más energía que el hemisferio de invierno. Parte de la radiación sola rentrante es reflejada por la atmosfera, las nubes y la superficie terrestre, y no entra en el sistema. El resto es absorbido por la atmosfera, las nubes y la superficie. - 30% reflexión - 20% absorción en la atmosfera - 50% absorción en la superficie terrestre Albedo: fracción de radiación solar que es reflejada por una superficie. El valor del albedo no es uniforme en toda la superficie terrestre. Depende de las caracterís6cas de la superficie y del ángulo de incidencia de la radiación. Si el ángulo cenital solar(ángulo respecto a la perpendicular a la superficie) es grande el albedo aumenta mucho: en la6tudes altas se refleja más energía que en la6tudes bajas. La nieve 6ene el albedo más alto de la superficie terrestre. El albedo del hielo es menos que el de la nieve.  GRAFICO DE LA RADIACIÓN SOLAR NETA EN EL LIMITE SUPERIOR DE LA ATMOSFERA. Radiación infrarroja saliente à el flujo de energía infrarroja que sale del planeta hacia el espacio depende de la temperatura T de las superficies emisoras de radiación. La energía radia6va solar que gana y pierde la Tierra no es igual en todas las la6tudes. Radiación neta: - Nega6va en regiones polares y posi6va en regiones tropicales - Máximos en o océano ssubtropicales durante el verano - Minimos en regiones polares durante el invierno. - En desiertos es menor (albedo y emisión de onda larga elevados) Si nos fijamos en el balance en los dos hemisferios, en el norte, se ex6ende un déficit de energía en diciembre, mientras que hay un superávit en el sur. variación la6tudinal del balance de energía à el desequilibrio la6tudinal entre ganancia y perdida de energía provoca los movimientos atmosféricos y oceánicos, que 6enden a minimizar tal desequilibrio. Hay una transferencia de energía por movimientos atmosféricos y oceánicos. El consumo mundial de energía seria 6,2 x10^20 J EQUILIBRIO RADIATIVO GLOBAL – el desequilibrio la6tudinal entre ganancia y perdida de energía provoca los movimientos atmosféricos y oceánicos, que 6eneden aa minimizar tal desequilibrio. Debido al efecto invernadero, la superficie terrestre 6ene una temperatura media de 33ºC, mayor que si no exis6era la atmosfera. El calentamiento global se debe principalmente a un desequilibrio en el balance radia6vo de la Tierra, causado por el aumento de gases de efecto invernadero (GEIs) como el CO₂, resultado de ac6vidades humanas. Este desequilibrio se traduce en que la Tierra recibe más energía solar de la que emite en forma de radiación infrarroja, provocando un incremento gradual de la temperatura hasta que el sistema recupere el equilibrio. El efecto invernadero depende del gradiente ver6cal de temperatura atmosférica. En la troposfera, la temperatura disminuye con la al6tud a una tasa media de -6,5 °C por km. Este gradiente es nega6vo porque el aire se enfría al expandirse cuando asciende, especialmente sin condensación (gradiente adiabá6co seco) o con condensación (gradiente adiabá6co húmedo). Con el cambio climá6co, el gradiente adiabá6co húmedo disminuye en valor absoluto al aumentar la temperatura, afectando la eficiencia del efecto invernadero. En resumen, cuanto mayor sea el gradiente de temperatura entre la superficie y la atmósfera, mayor será el efecto invernadero, que es clave para entender el calentamiento global. BALANCE DE ENERGIA EN LA SUPERFICIE. La ecuación de balance de energía en la superficie G=RN(radiación neta de la superficie) – LH(calor latente)- SH(calor sensible) - AF0(transporte horizontal de calor por los océanos) Radiación neta en superficie - Calor sensible: flujo de calor desde la superficie a la atmosfera por convección(depende de la diferencia de temperatura entre la superficie y el aire junto a ella) - Calor latente: calor que pierde la superficie al evaporarse agua que almacena la atmosfera(depende de la humedad rela6va del aire y de la temperatura y humedad de la superficie) Variación la6tudinal del balance de energía superficial - Rn es máximo en los trópicos, coincidiendo con el máximo de la insolación en el tope de la atmosfera. - LH es máximo en océanos subtropicales por la alta temperatura superficial del ahua y la presencia por encima de aire cálido y seco.(asociado a la rama descendente de la celula de Hadley ) - En regiones polares RN