SITUACION AMBIENTAL INTERNACIONAL

Cambio climático - Grupo intergubernamental de expertos sobre el cambio climático

Cambio climático 2001: La base científica - Resúmenes del Grupo de Trabajo I

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D. La simulación del sistema climático y sus cambios

En las dos secciones anteriores se analizó el clima desde épocas remotas hasta el presente, a la luz de las observaciones de las variables climáticas y los agentes de forzamiento que causan el cambio climático. En esta sección se tiende un puente hacia el clima del futuro, mediante la descripción del único instrumento que permite hacer estimaciones cuantitativas de los cambios climáticos futuros, a saber, los modelos numéricos. Una comprensión básica del balance energético de la Tierra permite concluir que es posible estimar cuantitativamente y en forma general los valores medios mundiales de algunas variables con modelos bastante sencillos, pero que para poder obtener estimaciones más precisas de las retroacciones y los detalles regionales es preciso utilizar modelos climáticos más elaborados. La complejidad de los procesos que forman parte del sistema climático no permite recurrir a la extrapolación de tendencias anteriores o a la aplicación de técnicas estadísticas u otras técnicas puramente empíricas para hacer proyecciones. Los modelos climáticos pueden utilizarse para simular las respuestas del clima a distintos escenarios de influencia de los agentes de forzamiento futuros (Sección F). De manera similar, para poder proyectar el destino del CO2 emitido (es decir, el secuestro relativo por los distintos reservorios) y de otros GEI, es necesario comprender los procesos biogeoquímicos que intervienen e incorporarlos en un modelo numérico del ciclo del carbono. Un modelo climático es una representación matemática simplificada del sistema climático de la Tierra (véase el Recuadro 3). La capacidad del modelo para simular las respuestas del sistema climático depende en gran medida del grado de comprensión de los procesos físicos, geofísicos, químicos y biológicos que rigen el sistema climático. Desde el SIE, los investigadores han logrado mejorar considerablemente la simulación del sistema climático de la Tierra mediante modelos. En esta sección se resume en primer lugar el grado de comprensión actual de algunos de los procesos más importantes que rigen el sistema climático y el grado de precisión con que los modelos climáticos actuales los representan. Posteriormente se hace una evaluación de la capacidad general de los modelos actuales para hacer proyecciones útiles del clima futuro.

D.1 Los procesos climáticos y los efectos de retroacción

Los procesos que rigen el sistema climático determinan la variabilidad natural del sistema climático y su respuesta a perturbaciones como el aumento de la concentración de GEI en la atmósfera. Hay muchos procesos climáticos básicos de importancia que son bien conocidos y que se modelizan sumamente bien. Los procesos de retroacción amplifican (retroacción positiva) o reducen (retroacción negativa) los cambios que se producen en respuesta a una perturbación inicial y son por lo tanto muy importantes para poder simular con exactitud la evolución del clima.

VAPOR DE AGUA

Uno de los principales efectos de retroacción a los que puede atribuirse el gran calentamiento proyectado por los modelos climáticos en respuesta a un incremento del CO2 es el aumento del vapor de agua en la atmósfera. 

Cuando se eleva la temperatura de la atmósfera, ésta aumenta su capacidad de retención de agua; sin embargo, como la mayor parte de la atmósfera no está totalmente saturada, esto no significa automáticamente que el vapor de agua tenga que aumentar. Dentro de la capa límite atmosférica (la capa inferior de la atmósfera, de aproximadamente 1 a 2 kilómetros de altura), el vapor de agua aumenta a medida que sube la temperatura. En la troposfera libre, por encima de la capa límite, donde el efecto invernadero del vapor de agua es más importante, la situación es más difícil de cuantificar. Según indican los modelos actuales, la retroacción del vapor de agua tiene por efecto duplicar, aproximadamente, el nivel de calentamiento que se produciría únicamente por la acción del vapor de agua fijo. Desde el SIE se han hecho importantes avances en cuanto a la forma de encarar el vapor de agua en los modelos, aunque la descarga de humedad de las nubes sigue siendo un factor bastante incierto y existen divergencias entre la distribución del vapor de agua que indican los modelos y la que se observa en la realidad. Los modelos son capaces de simular las regiones húmedas y muy secas que se observan en las zonas tropicales y subtropicales y la forma en que éstas evolucionan a lo largo de las estaciones y de un año a otro. Si bien esto da mayor confianza, no permite comprobar las retroacciones, aunque el resto de las pruebas parecen inclinarse a favor de un efecto de retroacción positivo del vapor de agua en cielos despejados, de una magnitud comparable a la indicada por las simulaciones.

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Recuadro 3: Los modelos climáticos ¿cómo se construyen y cómo se aplican?

Los modelos climáticos generales se basan en leyes de la física representadas por ecuaciones matemáticas que se resuelven utilizando una rejilla tridimensional sobre el globo terráqueo. A fin de simular el clima, los principales componentes del sistema climático deben representarse en submodelos (la atmósfera, los océanos, la superficie terrestre, la criosfera y la biosfera), junto con los procesos que ocurren entre ellos y dentro de cada uno de ellos. La mayoría de los resultados que se presentan en este informe se basan en los resultados de algunos modelos en los que en cierta medida están representados todos estos componentes. Los modelos climáticos mundiales en los que se han acoplado los componentes atmosféricos y oceánicos se conocen también con el nombre de Modelos de la Circulación General Atmósfera-Océano (MCGAO). En el módulo atmosférico, por ejemplo, se resuelven ecuaciones que describen la evolución a gran escala del impulso, el calor y la humedad. Se resuelven ecuaciones similares con respecto a los océanos. Actualmente, la resolución de la parte atmosférica de un modelo típico es de aproximadamente 250 km en línea horizontal y de alrededor de 1 km en línea vertical por encima de la capa límite. La resolución de un modelo oceánico corriente oscila aproximadamente entre 200 y 400 m en línea vertical, con una resolución horizontal de entre 125 y 250 km. Las ecuaciones se resuelven generalmente para cada período de media hora de un modelo integrado. Muchos procesos físicos, como los que están relacionados con las nubes o la convección oceánica, ocurren en escalas espaciales mucho más pequeñas que la rejilla de los modelos y en consecuencia no pueden modelarse y resolverse en forma explícita. Sus efectos medios se incluyen en forma aproximada con un método simple, aprovechando sus relaciones basadas en la física con las variables a mayor escala. Esta técnica se conoce con el nombre de parametrización. Para poder hacer proyecciones cuantitativas del cambio climático futuro, es necesario utilizar modelos climáticos que simulen todos los procesos importantes que rigen la evolución futura del clima. Los modelos climáticos se han perfeccionado en los últimos decenios gracias al desarrollo de las computadoras. Durante ese período se crearon modelos separados de cada uno de los componentes principales, la atmósfera, la superficie terrestre, los océanos y el hielo marino, que luego se fueron integrando gradualmente. El acoplamiento de los distintos componentes es un proceso difícil. Recientemente se han incorporado componentes del ciclo del azufre para representar las emisiones de azufre y la forma en que éstas se oxidan para formar partículas de aerosoles. Actualmente se está tratando de acoplar, en unos pocos modelos, el ciclo del carbono terrestre con el del carbono oceánico. El componente de química atmosférica se está incorporando en un modelo separado del modelo climático principal. El objetivo final es, por supuesto, incluir en el modelo la mayor parte posible del sistema climático de la Tierra, para que todos los componentes puedan interactuar y para que de esa manera las predicciones del cambio climático puedan siempre tener en cuenta el efecto de las retroacciones entre los distintos componentes. En la Figura 1 que aparece en este recuadro puede verse la evolución de los modelos climáticos en el pasado y el presente, y su posible evolución en el futuro.

Recuadro 3, Figura 1: La elaboración de modelos climáticos en los últimos 25 años se caracterizó en un principio por el desarrollo separado de los distintos componentes, que luego se fueron acoplando en modelos climáticos integrales.

Algunos modelos corrigen los errores y los desequilibrios en los flujos en la superficie mediante "ajustes de flujo", que son ajustes sistemáticos determinados empíricamente en la interfaz atmósferaocéano que se mantienen fijos en el tiempo para aproximar el clima simulado al estado observado. Se ha diseñado una estrategia para realizar experimentos climáticos, que elimina gran parte de los efectos que algunos errores de los modelos tienen en los resultados. A menudo se hace en primer lugar una "pasada de control" de la simulación climática con el modelo. Después se ejecuta la simulación del experimento de cambio climático, por ejemplo con un aumento del CO2 en la atmósfera del modelo. Por último, se toma la diferencia para obtener una estimación del cambio sufrido por el clima a causa de la perturbación. La técnica de diferenciación elimina la mayor parte de los efectos de cualquier ajuste artificial en el modelo, así como los errores sistemáticos que son comunes a ambas formas de ejecución del modelo. Sin embargo, la comparación de los resultados diferentes de los modelos demuestra que hay cierta clase de errores que siguen influyendo en los resultados.

Muchos aspectos del sistema climático de la Tierra son caóticos -- su evolución es sensible a pequeñas perturbaciones de las condiciones iniciales. Esta sensibilidad limita la posibilidad de predecir la evolución detallada del tiempo más allá de un lapso de aproximadamente dos semanas. No obstante, la posibilidad de predecir el clima no está tan limitada por las influencias sistemáticas en la atmósfera de los componentes del sistema climático que varían más lentamente. Sin embargo, para poder hacer pronósticos fiables, teniendo en cuenta tanto las incertidumbres en las condiciones iniciales como las debidas a los modelos, es conveniente repetir la predicción muchas veces a partir de distintos estados de perturbación iniciales y utilizando modelos mundiales diferentes. Estos conjuntos de predicciones son la base de los pronósticos de probabilidad del estado del tiempo. Los MCGAO son muy complejos y se requieren computadoras muy potentes para poder ejecutarlos. Con frecuencia se utilizan también modelos más sencillos para investigar en mayor profundidad distintos escenarios de emisión de gases de efecto invernadero y los efectos de ciertas hipótesis o aproximaciones en los parámetros del modelo. Las simplificaciones pueden consistir en una menor resolución y en procesos dinámicos y físicos simplificados. Juntos, los modelos simples, intermedios e integrales forman una "jerarquía de modelos climáticos", todos ellos necesarios para analizar las opciones elegidas en las parametrizaciones y evaluar la magnitud de los cambios climáticos.

D. 2 Los sistemas acoplados

Como se señaló en la Sección D.1, muchos efectos de retroacción se producen dentro de los distintos componentes individuales del sistema climático (atmósfera, océanos, criosfera y superficie terrestre). Sin embargo, hay muchos procesos y retroacciones importantes que ocurren cuando se acoplan los distintos componentes del sistema climático. Su representación es importante para predecir reacciones a gran escala.

FORMAS DE VARIABILIDAD NATURAL

Hay un reconocimiento cada vez mayor de que las formas de circulación natural, como el fenómeno ENOA y la OAN, desempeñan un papel fundamental en el clima mundial y en su variabilidad interanual y a más largo plazo. 

La mayor fluctuación natural del clima a escala interanual es el fenómeno ENOA (Véase el Recuadro 4). Es una modalidad intrínsecamente acoplada atmósfera-océano que tiene su principal actividad en la zona tropical del Pacífico, pero que produce importantes impactos climáticos regionales en todo el mundo. Los modelos climáticos mundiales están apenas comenzando a señalar una variabilidad en la zona tropical del Pacífico que es similar al ENOA, principalmente debido al aumento de la resolución meridional en el ecuador. Hay características de la temperatura de la superficie del mar y de la circulación atmosférica similares a las que se observan a escala interanual durante el ENOA que también se registran a intervalos decenales y a escalas temporales más prolongadas. 

La Oscilación del Atlántico Norte (OAN) es la modalidad predominante de variabilidad de la circulación atmosférica en el hemisferio norte durante el invierno y se está simulando de una forma cada vez más realista. 

La OAN está estrechamente relacionada con la Oscilación del Ártico (OA), que tiene un componente anular adicional en torno al Océano Ártico. Hay claros indicios de que la OAN se deriva principalmente de procesos atmosféricos internos que abarcan todo el sistema troposfera-estratosfera. Las fluctuaciones de la temperatura de la superficie del mar en el Océano Atlántico están relacionadas con la intensidad de la OAN y existe una modesta interacción en ambos sentidos entre la OAN y el Océano Atlántico que determina una variabilidad decenal y que se está convirtiendo en un elemento importante para la proyección del cambio climático. El cambio climático puede manifestarse como un medio de transformación y también como una preferencia de cambio de determinados regímenes climáticos, como lo demuestra la tendencia hacia valores positivos observada en el índice de la OAN durante los últimos 30 años y el "desplazamiento" del clima en la zona tropical del Pacífico alrededor de 1976. Si bien los modelos acoplados simulan características de la variabilidad climática natural observada, como la OAN y el ENOA, lo que sugiere que muchos de los procesos pertinentes están Cambio climático 2001-- La base científica I-44 incluidos en los modelos, es necesario seguir avanzando para poder describir estas modalidades naturales con exactitud. Además, como el ENOA y la OAN tienen una importancia clave como factores determinantes del cambio climático regional y pueden quizás provocar cambios abruptos y contrarios a lo que intuitivamente cabría esperar, ha aumentado la incertidumbre en torno a los aspectos del cambio climático que dependen fundamentalmente de los cambios regionales.

LA CIRCULACIÓN TERMOHALINA

La circulación termohalina es responsable de la mayor parte del transporte meridional de calor en el Océano Atlántico. 

La circulación termohalina es una inversión de las aguas a escala mundial que se produce en los océanos como consecuencia de diferencias de densidad derivadas de la temperatura y la salinidad. En el Atlántico, el calor es transportado por las aguas cálidas de la superficie que fluyen hacia el Norte y las aguas salinas frías del Atlántico Norte que regresan a mayor profundidad. La circulación termohalina del Atlántico puede sufrir un reordenamiento como consecuencia de perturbaciones en la flotabilidad superficial, en la que influyen las precipitaciones, la evaporación, el escurrimiento continental, la formación de hielo marino y el intercambio de calor, procesos todos ellos que podrían cambiar con consecuencias para el clima regional y mundial. Es probable también que las interacciones entre la atmósfera y el océano sean de importancia considerable en un período decenal y a escalas temporales más amplias, cuando está en juego la circulación termohalina. La interacción entre el forzamiento atmosférico a gran escala, con calentamiento y evaporación en las latitudes bajas y un enfriamiento y un aumento de las precipitaciones en las latitudes altas, constituyen la base de una inestabilidad potencial de la circulación termohalina actual en el Atlántico. El ENOA también puede influir en la circulación termohalina del Océano Atlántico al alterar el balance de agua dulce en la zona tropical del Atlántico, proporcionando así un acoplamiento entre las latitudes bajas y altas. Las incertidumbres en la representación de corrientes a pequeña escala sobre los fondos y a través de estrechos angostos y de la convección oceánica limitan la capacidad de los modelos para simular situaciones caracterizadas por cambios fundamentales de la circulación termohalina. Debido a la menor salinidad del Pacífico Norte, no existe una circulación termohalina profunda en el Pacífico.

LOS FENÓMENOS NO LINEALES Y EL CAMBIO CLIMÁTICO RÁPIDO

Existe la posibilidad de que se produzcan cambios rápidos e irreversibles en el sistema climático, pero hay un alto grado de incertidumbre en torno a los mecanismos que están en juego y por ende también en cuanto a la probabilidad o la escala temporal de esas transiciones. 

El sistema climático abarca muchos procesos y retroacciones que interactúan en formas no lineales complejas. Esta interacción puede crear umbrales en el sistema climático que pueden ser traspasados si el sistema es suficientemente perturbado. Hay muestras extraídas de los núcleos de hielo polar que sugieren que los regímenes atmosféricos podrían cambiar en el lapso de unos pocos años y que los cambios hemisféricos a gran escala pueden evolucionar en tan sólo unos pocos decenios. Por ejemplo, la posibilidad de que exista un umbral de transición rápida de la circulación termohalina del Atlántico hacia un estado de colapso se ha demostrado con una jerarquía de modelos. Aún no se sabe exactamente cuál es ese umbral y cuál es el grado de probabilidad de que las actividades humanas lleven a que se traspase ese umbral (véase la Sección F.6). La circulación atmosférica puede caracterizarse por distintas modalidades predominantes; por ejemplo, puede derivarse del ENOA y de la OAN/OA, y puede cambiar de fase rápidamente. La teoría básica y los modelos sugieren que el cambio climático puede manifestarse en primer lugar mediante cambios en la frecuencia de ocurrencia de estas modalidades. Los cambios en la vegetación, ya sea debido a la deforestación antropógena directa o a causa del calentamiento de la Tierra, podrían ocurrir rápidamente e inducir un nuevo cambio climático. Se supone que la rápida creación del Sahara hace alrededor de 5.500 años representa un ejemplo de ese cambio no lineal en la cubierta terrestre.

D. 3 Técnicas de regionalización

En el SIE, la información climática regional se encaró solo hasta cierto punto. Las técnicas utilizadas para aumentar el grado de detalle a nivel regional han mejorado considerablemente desde el SIE y se están aplicando a un nivel más general. 

Estas técnicas pueden clasificarse en tres categorías: MCGAO de resolución alta y variable; modelos climáticos regionales (MCR) (o de una zona inclusiva limitada); y métodos empíricos/estadísticos y estadísticos/dinámicos. Las técnicas tienen distintas virtudes y defectos, y su uso a escala continental depende en gran medida de las necesidades de cada aplicación en particular.

Los MCGAO de baja resolución en general simulan bien las características de la circulación atmosférica general. 

A escala regional, los modelos muestran desviaciones medias por zona que varían enormemente de una región a otra y de un modelo a otro, y las desviaciones de los valores medios por zona de la temperatura estacional a nivel subcontinental son normalmente de ± 4ºC, y las desviaciones de las precipitaciones son de entre - 40% y + 80%. Esto representa un avance importante en comparación con los MCGAO evaluados en el SIE.

La evolución de los Modelos de la circulación general de la atmósfera (MCGA) de alta resolución y de resolución variable desde el SIE muestra en general que la dinámica y las corrientes en gran escala representadas en los modelos mejoran a medida que aumenta la resolución. 

Sin embargo, en algunos casos, los errores sistemáticos son más graves que en los modelos de resolución más baja, aunque se han documentado solamente unos pocos resultados. 

Los MCR de alta resolución han madurado considerablemente desde el SIE. 

En todos los modelos regionales se ha mejorado de manera coherente el grado de detalle espacial del clima simulado, en comparación con los MCGA. Los MCR que se basan en las condiciones de contorno observadas muestran desviaciones de las temperaturas cuyo promedio por zona (escalas regionales de 105 a 106 km2) es en general menor de 2ºC, mientras que las desviaciones de las precipitaciones son inferiores al 50%. La labor de regionalización indica que, a escalas más finas, la magnitud o el signo de los cambios pueden ser muy diferentes de los de los valores medios de zonas más extensas. Existe un margen de variación relativamente amplio entre los modelos, pero no se sabe exactamente a qué causa debe atribuirse.

D. 4 Evaluación general de la capacidad de simulación

Los modelos acoplados han evolucionado y mejorado considerablemente desde el SIE. En general, permiten hacer simulaciones creíbles del clima, por lo menos a escala subcontinental y en escalas temporales que van desde lo estacional a lo decenal. Los modelos acoplados, como categoría, se consideran instrumentos apropiados para hacer proyecciones útiles de climas futuros. 

Estos modelos no pueden aún simular todos los aspectos del clima (p.ej., todavía no pueden explicar plenamente la tendencia observada en las diferencias de temperatura entre la superficie del planeta y la troposfera desde 1979). Las nubes y la humedad siguen generando mucha incertidumbre, pero la simulación de esas magnitudes ha ido mejorando gradualmente. No hay ningún modelo que pueda considerarse "el mejor", sino que es importante utilizar los resultados de una serie de modelos acoplados cuidadosamente evaluados para analizar los efectos de las distintas formulaciones. Los fundamentos que explican esa mayor confianza que inspiran actualmente los modelos son los resultados obtenidos por los modelos en los aspectos que se indican a continuación.

AJUSTE DE FLUJO

La confianza general en las proyecciones de los modelos ha aumentado al mejorar los resultados de varios modelos que no aplican el ajuste de flujo. Estos modelos utilizan actualmente simulaciones estables del clima en la superficie del planeta a lo largo de varios siglos que son consideradas de suficiente calidad como para poder ser utilizadas a fin de proyectar los cambios climáticos. 

Los cambios que han permitido que muchos modelos puedan actualmente ejecutarse sin ajustes de flujo han surgido como consecuencia de los progresos alcanzados tanto en los componentes atmosférico como oceánico. En el modelo atmosférico, los avances más notables se han logrado en lo que respecta a la convección, la capa límite, las nubes y los flujos de calor latentes en la superficie. En el modelo oceánico, se han mejorado los aspectos relativos a la resolución, la mezcla en la capa límite y la representación de los remolinos. Los resultados de los estudios del cambio climático realizados con modelos que utilizan el ajuste de flujo y con modelos que no lo usan coinciden en términos generales; sin embargo, el diseño de modelos estables que no utilizan el ajuste de flujo aumenta la confianza en su capacidad para simular climas futuros.

EL CLIMA DEL SIGLO XX

La confianza en la capacidad de los modelos para proyectar climas futuros ha aumentado gracias a la capacidad de varios modelos para reproducir las tendencias de aumento de la temperatura del aire en la superficie durante el siglo XX como consecuencia de la mayor concentración de gases de efecto invernadero y aerosoles de sulfatos. 

Esto se ilustra en la Figura 13. Sin embargo, solamente se han utilizado escenarios hipotéticos de aerosoles de sulfatos y es posible que no se hayan incluido en los modelos las contribuciones de algunos otros procesos y forzamientos. Algunos estudios de modelización sugieren que, si se incluyen otros forzamientos como la variabilidad solar y los aerosoles de origen volcánico, es posible mejorar algunos aspectos de la simulación de la variabilidad del clima del siglo XX.

FENÓMENOS EXTREMOS

El análisis de los fenómenos extremos simulados por los modelos climáticos y la confianza en dichas simulaciones están aún en una etapa incipiente, particularmente en lo que respecta a la trayectoria y la frecuencia de las tormentas. 

Los modelos climáticos están simulando vórtices similares a los ciclones tropicales, pero su interpretación es todavía muy incierta, por lo que es preciso ser cauto con respecto a las proyecciones de los cambios en los ciclones tropicales. No obstante, el análisis de los fenómenos extremos en ambas observaciones (véase la Sección B.6) y en los modelos acoplados no está en general plenamente desarrollado.

VARIABILIDAD INTERANUAL

La capacidad de los modelos acoplados para simular el ENOA ha mejorado; sin embargo, su variabilidad se desplaza hacia el oeste y su potencial es en general subestimado. 

Algunos modelos acoplados, cuando se les incorpora datos adecuados sobre los vientos superficiales y la capa subsuperficial de los océanos, han tenido cierto grado de éxito en predecir fenómenos de ENOA.

COMPARACIONES ENTRE MODELOS

La frecuencia cada vez mayor con que se hacen comparaciones sistemáticas entre modelos es la más clara demostración del aumento de la capacidad de los modelos climáticos. 

Por ejemplo, el Proyecto de comparación de modelos acoplados (CMIP) permite evaluar y comparar de manera más amplia y sistemática modelos acoplados ejecutados con una configuración estandarizada y que responden a un forzamiento estandarizado. Actualmente se ha demostrado que es posible cuantificar en cierta medida las mejoras obtenidas con respecto a los resultados de los modelos acoplados. El Proyecto de comparación de modelos paleoclimáticos (PMIP) compara modelos del clima de mediados del período Holoceno (hace 6.000 años) y el Último Máximo Glacial (hace 21.000 años). La capacidad de estos modelos para simular algunos aspectos de los paleoclimas, comparados con una serie de datos paleoclimáticos indirectos, otorga confiabilidad a los modelos (por lo menos en cuanto al componente atmosférico) con respecto a una serie de forzamientos diferentes.

E. La detección de la influencia humana en el cambio climático

En las Secciones B y C se describieron los cambios observados en el pasado en el clima y en los agentes de forzamiento respectivamente. En la sección D se examinó la capacidad de los modelos climáticos para predecir la respuesta del sistema climático a esos cambios en el forzamiento. En esta Sección se utiliza esa información para analizar la cuestión de si es posible detectar una influencia humana en el cambio climático ocurrido hasta el presente. Es importante examinar este aspecto. En el SIE se llegó a la conclusión de que "el balance de las pruebas sugiere que existe una influencia humana perceptible en el clima mundial". Allí se señaló que la detección y la atribución de las señales antropógenas de cambio climático se lograrían mediante una progresiva acumulación de pruebas. En el SIE también se señalaron las incertidumbres existentes con respecto a una serie de factores, entre ellos la variabilidad interna y la magnitud y las características del forzamiento y de la respuesta, lo que les impidió llegar a una conclusión más firme.

E.1 El significado de los términos detección y atribución

La detección es el proceso de demostrar que un cambio observado es muy diferente (desde el punto de vista estadístico) de lo que podría considerarse un efecto de la variabilidad natural. La atribución es el proceso de establecer las relaciones de causa y efecto con cierto grado definido de confianza, incluida la evaluación de hipótesis concurrentes. 

La respuesta a los cambios antropógenos en el forzamiento climático se produce en un entorno de variabilidad climática natural sometida a forzamientos internos y externos. La variabilidad climática interna, es decir, la variabilidad climática no forzada por agentes externos, ocurre en todas las escalas temporales, desde semanas hasta siglos e incluso milenios. Los componentes lentos del clima, como los océanos, desempeñan funciones de particular importancia en las escalas temporales decenales y seculares porque forman parte de la variabilidad meteorológica. Por lo tanto, el clima es capaz de producir variaciones de magnitud considerable en escalas temporales prolongadas, a pesar de no recibir influencias externas. Las variaciones (señales) climáticas determinadas por fuerzas externas pueden deberse a cambios en los agentes de forzamiento natural, como la radiación solar o los aerosoles de origen volcánico, o a cambios en los agentes de forzamiento antropógenos, como un aumento de las concentraciones de GEI o aerosoles. La presencia de esta variabilidad natural del clima natural significa que la detección y la atribución de los cambios climáticos antropógenos es un problema estadístico de distinguir la "señal" del "ruido". Los estudios de detección demuestran si un cambio observado es o no muy raro desde el punto de vista estadístico, pero ello no significa necesariamente que comprendamos sus causas. La atribución del cambio climático a causas antropógenas requiere un análisis estadístico y la evaluación cuidadosa de un sinnúmero de pruebas diferentes para demostrar, dentro de un margen de error predeterminado, que los cambios observados:

• es improbable que sean causados íntegramente por la variabilidad interna; 
• son congruentes con las respuestas estimadas a una determinada combinación de forzamientos antropógenos y naturales; y 
• no concuerdan con otras explicaciones físicamente factibles del cambio climático reciente que excluyen elementos importantes de la combinación de forzamientos en cuestión.

E.2 Un registro de observaciones más prolongado y analizado en mayor detalle

De acuerdo con el registro instrumental, tres de los últimos cinco años (1995, 1997 y 1998) fueron los más cálidos a nivel mundial. 

Se ha estimado la incidencia de los errores en el muestreo de las observaciones incluidas en el registro de temperaturas medias a nivel mundial y hemisférico. También se ha logrado comprender mejor los errores y las incertidumbres del registro de temperaturas obtenidas mediante satélites (equipo de sondeo de microondas (MSU)). La mayor parte de las discrepancias entre los datos obtenidos con los equipos de sondeo de microondas y la información de radiosondas ya han sido resueltas, aunque aún no se ha encontrado una explicación cabal y completa de la tendencia observada en la diferencia de temperatura entre la superficie del planeta y la capa inferior de la troposfera (véase la Sección B). Se han hecho nuevas reconstrucciones de las temperaturas de los últimos 1.000 años que indican que los cambios de temperatura en los últimos 100 años probablemente no sean de origen natural en su totalidad, incluso teniendo en cuenta las grandes incertidumbres en las reconstrucciones de los paleoclimas (véase la Sección B).

E.3 Estimaciones de la variabilidad interna según los nuevos modelos

De acuerdo con las estimaciones de los modelos actuales, es muy improbable que el calentamiento registrado en los últimos 100 años se deba exclusivamente a la variabilidad interna. 

El registro instrumental data de épocas recientes y abarca el período de influencia humana y los registros paleoclimáticos incluyen variaciones forzadas de forma natural, como las debidas a los cambios en la irradiancia solar y la frecuencia de erupciones volcánicas de gran magnitud. Estas limitaciones dejan pocas alternativas, aparte del uso de simulaciones con modelos acoplados, para estimar la variabilidad climática interna. Desde el SIE se han utilizado más modelos para estimar la magnitud de la variabilidad climática interna, y en la Figura 14 se da un ejemplo representativo de ello. Como puede verse, la variabilidad interna a escala mundial muestra un amplio margen de variación en esos modelos. Las estimaciones de la variabilidad a escalas temporales más prolongadas que tienen importancia para los estudios de detección y atribución son inciertas, pero a escalas temporales interanuales y decenales algunos modelos muestran una variabilidad similar o mayor que la observada, aunque los modelos no incluyen una varianza de las fuentes externas. Las conclusiones sobre la detección de una señal antropógena son independientes del modelo utilizado para estimar la variabilidad interna, y los cambios recientes no pueden atribuirse a una variabilidad puramente interna, aun cuando la amplitud de las variaciones internas simuladas se multiplique por dos o por un factor quizás mayor. Los estudios más recientes de detección y atribución no han encontrado pruebas de que la variabilidad interna en la superficie estimada por los modelos sea incongruente con la variabilidad residual que queda en las observaciones después de eliminar las señales antropógenas estimadas en las escalas espaciales y temporales amplias utilizadas en los estudios de detección y atribución. Sin embargo, debe tenerse presente que la capacidad para detectar incongruencias es limitada. Como se indica en la Figura 14, ninguna simulación de control realizada por un modelo muestra una tendencia en la temperatura del aire en la superficie tan marcada como la tendencia observada en los últimos 1.000 años.

Figura 14: Anomalías en la temperatura media del aire en la superficie mundial, según simulaciones de control realizadas respecto de un período de 1000 años con tres modelos climáticos diferentes - Hadley, Geophysical Fluid Dynamics Laboratory y Hamburgo -, comparadas con el registro instrumental reciente. Ninguna de las simulaciones de control realizadas con estos modelos muestra una tendencia en la temperatura del aire en la superficie tan pronunciada como la tendencia observada. Si la variabilidad interna es correcta en estos modelos, es probable que el calentamiento observado últimamente no se deba a la variabilidad producida dentro del sistema climático por sí solo.

E.4 Nuevas estimaciones de las respuestas al forzamiento natural

Las evaluaciones basadas en los principios de la física y las simulaciones de los modelos indican que es improbable que el forzamiento natural pueda por sí solo explicar el calentamiento de la Tierra observado recientemente o los cambios observados en la estructura vertical de la temperatura de la atmósfera. 

Los modelos océanoatmósfera plenamente acoplados han utilizado reconstrucciones de los forzamientos solar y volcánico en los últimos uno a tres siglos para estimar la contribución del forzamiento natural a la variabilidad y el cambio climáticos. Si bien la reconstrucción de los forzamientos naturales es incierta, la inclusión de sus efectos provoca un aumento en la varianza a escalas temporales más prolongadas (de varios decenios). Esto determina que la variabilidad de baja frecuencia sea más similar a la que se deduce de las reconstrucciones paleoclimáticas. Es probable que el forzamiento natural neto (es decir, solar más volcánico) haya sido negativo en los últimos dos decenios, y tal vez incluso en los últimos cuatro decenios. Las evaluaciones estadísticas confirman que es improbable que la variabilidad natural simulada, sometida a forzamientos tanto internos como naturales, pueda explicar el calentamiento observado en la segunda mitad del siglo XX (véase la Figura 15). Sin embargo, hay pruebas de una influencia volcánica detectable en el clima, e indicios de que ha habido una influencia solar detectable, especialmente en los primeros años del siglo XX. Aun cuando los modelos pudieran subestimar la magnitud de la respuesta al forzamiento solar o volcánico, las características espaciales y son tan particulares que esos efectos no pueden explicar por sí solos los cambios de temperatura observados a lo largo del siglo XX.

E.5 Sensibilidad a las estimaciones de las señales de cambios climáticos

Hay una amplia gama de pruebas de la concordancia cualitativa entre los cambios climáticos observados y las respuestas de los modelos al forzamiento antropógeno. 

Los modelos y las observaciones muestran un aumento de la temperatura a nivel mundial, un mayor contraste entre la temperatura de la superficie terrestre y los océanos, una disminución de la extensión del hielo marino, una recesión de los glaciares y un aumento de las precipitaciones en las latitudes altas del hemisferio norte. Sigue habiendo algunas incongruencias cualitativas, entre ellas el hecho de que los modelos predicen un ritmo de calentamiento más rápido en las capas medias a superiores de la troposfera que lo que se observa en los registros de temperatura troposférica obtenidos mediante satélites o radiosondas. 

Todas las simulaciones con gases de efecto invernadero y aerosoles de sulfatos que se han utilizado en los estudios de detección han descubierto que se requiere una contribución antropógena considerable para explicar las tendencias observadas en la superficie del planeta y en la troposfera durante por lo menos los últimos 30 años. 

Desde el SIE se han realizado más simulaciones con aumentos en los GEI y cierto grado de representación de los efectos de los aerosoles. Varios estudios han incluido una representación explícita de los GEI (en lugar de un aumento equivalente en el CO2). Algunos también han incluido cambios en el ozono troposférico, un ciclo interactivo del azufre, un tratamiento radiativo explícito de la dispersión de los aerosoles de sulfatos y estimaciones más precisas de los cambios en el ozono estratosférico. En términos generales, si bien la detección de la respuesta climática a esos otros factores antropógenos es a menudo ambigua, la detección de la influencia de los GEI en los cambios de la temperatura de la superficie en los últimos 50 años es indiscutible. En algunos casos se han hecho conjuntos de simulaciones para reducir el ruido de fondo en las estimaciones de la respuesta dependiente de la escala temporal. Algunos estudios han evaluado la variación estacional de la respuesta. A causa de las incertidumbres en las estimaciones de las señales del cambio climático, ha sido difícil atribuir el cambio climático observado a una determinada combinación de influencias antropógenas y naturales, pero todos los estudios han llegado a la conclusión de que se requiere una contribución antropógena considerable para explicar las tendencias observadas en la superficie del planeta y la troposfera durante por lo menos los últimos 30 años.

E.6 Una mayor variedad de técnicas de detección

TEMPERATURA

La influencia humana en el clima puede demostrarse con una gama mucho más amplia de técnicas de detección. 

Uno de los avances más importantes que se han logrado desde el SIE es el uso de una mayor variedad de técnicas y la evaluación del grado de independencia entre los resultados y las hipótesis de trabajo que se utilizan al aplicar esas técnicas. Algunos estudios han utilizado correlaciones entre configuraciones, y hay estudios de detección óptima que han utilizado una o más configuraciones fijas y configuraciones que varían con el tiempo y algunas otras técnicas. El mayor número de estudios realizados, la amplia gama de técnicas utilizadas, el mayor rigor con que se evalúa el papel del forzamiento antropógeno en el clima y la solidez de los resultados a la luz de las hipótesis utilizadas al aplicar esas técnicas han reforzado la confianza en estos aspectos de la detección y la atribución. 

Los resultados dependen de la magnitud de las escalas temporales y espaciales que se consideren.

Se necesitan datos de varios decenios para separar las señales forzadas de la variabilidad interna. Se ha demostrado mediante estudios basados en hipótesis que los cambios de temperatura en la superficie del planeta sólo pueden detectarse a escalas del orden de 5.000 km. Esos estudios indican que el grado de concordancia entre las simulaciones y las observaciones que han descubierto los estudios de correlación de tendencias es similar al que cabría esperar en teoría.

La mayoría de los estudios de atribución han llegado a la conclusión de que, en los últimos 50 años, la velocidad y la magnitud estimadas del calentamiento de la Tierra causado únicamente por el aumento de la concentración de los gases de efecto invernadero son similares o superiores a la velocidad y la magnitud del calentamiento observado. 

Los estudios de atribución tratan de resolver la cuestión de "si la magnitud de la respuesta simulada a un determinado forzamiento concuerda con las observaciones". El uso de técnicas de señales múltiples ha permitido hacer estudios que pueden diferenciar los efectos de distintos factores sobre el clima. La inclusión de la dependencia temporal de las señales ha ayudado a distinguir los forzamientos naturales de los antropógenos. A medida que se van incluyendo tipos diferentes de respuestas, se plantea inevitablemente el problema de la degeneración (distintas combinaciones de características que dan resultados casi idénticos a las observaciones). Sin embargo, aunque se incluyan en el análisis todas las respuestas más importantes, los GEI siguen emitiendo una señal clara y perceptible. Por otra parte, la mayoría de las estimaciones de los modelos que tienen en cuenta tanto los GEI como los aerosoles de sulfatos concuerdan con las observaciones correspondientes a ese período. La máxima concordancia entre las simulaciones de los modelos y las observaciones de los últimos 140 años se produce cuando se incluyen tanto los factores antropógenos como los naturales (véase la Figura 15). Estos resultados indican que los forzamientos incluidos son suficientes para explicar los cambios observados, pero no excluye la posibilidad de que hayan contribuido además otros forzamientos.

En términos generales, la magnitud de la respuesta de la temperatura al aumento de las concentraciones de los GEI es congruente con las observaciones en las escalas consideradas (véase la Figura 16), pero sigue habiendo discrepancias entre la respuesta que muestran
los modelos y la respuesta observada ante otros factores naturales y antropógenos.

Las incertidumbres en cuanto a otros forzamientos incluidos no impiden detectar el efecto de los gases de efecto invernadero antropógenos en los últimos 50 años. 

El forzamiento producido por los sulfatos, aunque incierto, fue negativo durante ese período. Se estima que los cambios en el forzamiento natural durante la mayor parte de ese período también fueron negativos. En consecuencia, la detección de la influencia de los GEI antropógenos no puede descartarse debido a la incertidumbre en cuanto al forzamiento de los aerosoles de sulfatos, o porque el forzamiento natural no se incluyó en todas las simulaciones de los modelos. Los estudios que diferencian y separan las respuestas a los GEI, a los aerosoles de sulfatos y al forzamiento natural dan lugar a estimaciones dudosas de la amplitud de las señales de los aerosoles de sulfatos y el forzamiento natural, pese a lo cual casi todos los estudios pueden detectar la presencia de la señal de los GEI antropógenos en los registros climáticos recientes.

Los métodos de detección y atribución utilizados deberían ser invulnerables a los errores en la amplitud de la respuesta media mundial a los distintos forzamientos. 

De acuerdo con los métodos de estimación de señales utilizados en este informe, la amplitud de la señal se calcula sobre la base de las observaciones y no de la amplitud de la respuesta simulada. En consecuencia, las estimaciones son independientes de los factores que determinan la amplitud simulada de la respuesta, como la sensibilidad del clima del modelo utilizado. Además, si la señal que emite un forzamiento determinado se calcula en forma individual, la amplitud es en gran parte independiente de la magnitud del forzamiento utilizado para obtener la respuesta. La incertidumbre en cuanto a la amplitud del forzamiento solar y del forzamiento indirecto de los aerosoles de sulfatos no debería afectar la magnitud de la señal estimada.

NIVEL DEL MAR

Es muy probable que el calentamiento ocurrido durante el siglo XX haya contribuido considerablemente al aumento observado en el nivel del mar, debido a la expansión térmica del agua del mar y a una disminución generalizada del hielo terrestre. 

Habida cuenta de las incertidumbres actuales, tanto las observaciones como los modelos coinciden en indicar que la elevación del nivel del mar no registró una aceleración significativa durante el siglo XX.

Figura 15: Anomalías en las temperaturas medias de la superficie mundial con respecto al promedio del período comprendido entre 1880 y 1920 de acuerdo con el registro instrumental, comparadas con conjuntos de cuatro simulaciones realizadas con un modelo climático acoplado océano-atmósfera, forzado con: a) fuerzas solares y volcánicas únicamente; b) fuerzas antropógenas, entre ellas gases de efecto invernadero (GEI) bien mezclados, cambios en el ozono estratosférico y troposférico y los efectos directos e indirectos de los aerosoles de sulfatos, y c) con todos los tipos de forzamiento, tanto naturales como antropógenos. La línea gruesa muestra los datos instrumentales, mientras que las líneas finas indican las distintas simulaciones de cada conjunto de cuatro. Debe tenerse presente que los datos corresponden a promedios anuales. Los datos del modelo son solamente muestras tomadas de los valores registrados en los lugares en que se realizan observaciones. Los cambios en los aerosoles de sulfatos se calcularon en forma interactiva, y los cambios en el ozono troposférico se calcularon aparte, utilizando un modelo de transporte de sustancias químicas. Los cambios en el brillo de las nubes (el primer efecto indirecto de los aerosoles de sulfatos) se calcularon mediante una simulación aparte y se incluyeron en el modelo. Los cambios señalados en el ozono estratosférico son resultado de las observaciones. El forzamiento volcánico y solar se calculó sobre la base de combinaciones publicadas de datos medidos e indirectos. El forzamiento antropógeno neto en 1990 fue de 1,0 Wm-2 , incluido un enfriamiento neto de 1,0 Wm-2 debido a los aerosoles de sulfatos. El forzamiento natural neto en 1990 fue de 0,5 Wm-2 en comparación con 1860, y en 1992 hubo un enfriamiento neto de 2,0 Wm-2 a causa del Monte Pinatubo. Otros modelos forzados con fuerzas antropógenas generaron resultados similares a los indicados en la figura b).

Figura 16: a) Estimaciones de los "factores de escala" por los cuales debe multiplicarse la amplitud de varias señales simuladas mediante modelos a fin de reproducir los cambios correspondientes en el registro de observaciones. Las barras verticales indican el intervalo o margen de incertidumbre de entre 5 y 95% que se debe a la variabilidad interna. Si un intervalo abarca la unidad, ello significa que esa combinación de amplitud de forzamiento y respuesta simulada por el modelo concuerda con el cambio respectivo observado, mientras que, si un intervalo abarca el cero, ello significa que la señal simulada por ese modelo no es detectable. Las señales se definen como la respuesta media conjunta al forzamiento externo expresada en temperaturas a gran escala (>5 000 km) cercanas a la superficie durante el período comprendido entre 1946 y 1996, en comparación con el promedio correspondiente al período 1896-1996. El primer asiento (G) muestra el factor de escala y el intervalo de confianza de entre 5 y 95% obtenido a partir de la hipótesis de que las observaciones reflejan solamente una respuesta a los gases de efecto invernadero (GEI) más la variabilidad interna. El intervalo es muy inferior a uno (en consonancia con los resultados de otros modelos), lo que significa que los modelos forzados únicamente con GEI predicen en forma por demás excesiva la señal de calentamiento observada. Los ocho asientos siguientes muestran los factores de escala correspondientes a las respuestas simuladas por modelos al forzamiento causado por GEI y sulfatos (GS); en dos casos se incluye el forzamiento indirecto de sulfatos y ozono troposférico y en uno de ellos, además, el agotamiento del ozono estratosférico (GSI y GSIO, respectivamente).Todos los intervalos, salvo uno (CGCM1), son congruentes con la unidad.Por lo tanto, hay pocas pruebas de que los modelos pronostican sistemáticamente en forma insuficiente o excesiva la amplitud de la respuesta observada cuando parten de la hipótesis de que las señales GS y la variabilidad interna simuladas por modelos son una representación adecuada (en otras palabras, que el forzamiento natural tuvo un efecto neto reducido en este diagnóstico). La variabilidad residual observada concuerda con esta hipótesis en todos los casos excepto en uno (ECHAM3, señalado con un asterisco). Uno se ve obligado a utilizar esta hipótesis para poder incluir modelos para los cuales se dispone únicamente de una simulación de la respuesta antropógena, pero las estimaciones de la incertidumbre en estos casos de una sola señal son incompletas, ya que no tienen en cuenta la incertidumbre en la respuesta inducida por forzamientos naturales. Estos intervalos indican, sin embargo, la gran confianza con que puede descartarse la variabilidad interna, tal como la simulan estos diversos modelos, como forma de explicar los cambios recientes en la temperatura cercana a la superficie. Los tres asientos siguientes - que permiten hacer un análisis más completo de la incertidumbre - muestran los factores de escala aplicados a las señales individuales de los GEI (G), los sulfatos (S), la combinación de fuerzas solares y volcánicas (N), el forzamiento solar por sí solo (So) y el forzamiento volcánico por sí solo (V), en los casos en que se han realizado las simulaciones pertinentes.

En esos casos se calculan muchos factores simultáneamente, para tener en cuenta la incertidumbre en cuanto a la amplitud de la respuesta inducida por forzamientos naturales. La incertidumbre aumenta pero la señal de los GEI sigue detectándose de manera constante. En un caso (ECHAM3) el modelo parece asignar un valor excesivo a la respuesta correspondiente a los GEI (el intervalo del factor de escala de la señal G no abarca la unidad), pero este resultado depende en parte del componente de la simulación de control que se utilice para definir el espacio de detección.Tampoco se sabe cuál sería la respuesta si se incluyera una señal volcánica. En los casos en que se incluye tanto el forzamiento solar como el volcánico (HadCM2 y HadCM3), las señales G y S siguen siendo detectables y congruentes con la unidad, con independencia de que las señales naturales se calculen en forma conjunta o separada (lo que hace que surjan errores diferentes en las respuestas S y V).

b) Estimaciones de las contribuciones al calentamiento medio mundial durante el siglo XX, sobre la base de los resultados indicados en a), con intervalos de confianza de entre 5 y 95%. A pesar de que las estimaciones varían de acuerdo con la señal del modelo y la hipótesis de forzamiento considerada, y son más inciertas cuando se estima más de una señal, todas indican una contribución importante del cambio climático antropógeno al calentamiento observado durante el siglo XX.

E.7 Incertidumbres que aún subsisten en la detección y la atribución

Se han hecho algunos progresos en cuanto a reducir la incertidumbre, aunque aún subsisten muchas de las causas de incertidumbre señaladas en el SIE. Entre ellas cabe mencionar:

• Discrepancias en el perfil vertical del cambio de temperatura en la troposfera que indican las observaciones y los modelos. Si bien estas discrepancias aún no se han resuelto por completo, se han reducido a medida que en los modelos se han ido introduciendo los forzamientos y su evolución de forma más realista. Además, las simulaciones de los modelos no pueden reproducir íntegramente la diferencia entre las tendencias observadas en los últimos dos decenios en la superficie del planeta y en las capas inferiores de la troposfera.
• Grandes incertidumbres en las estimaciones de la variabilidad climática interna derivadas de los modelos y las observaciones. Como ya se señaló, es improbable (rayando en lo muy improbable) estas incertidumbres sean lo suficientemente grandes como para poder desechar por completo la tesis de que ha ocurrido un cambio climático perceptible.
• Una incertidumbre considerable en la reconstrucción de los forzamientos solar y volcánico realizada sobre la base de datos indirectos o limitados de las observaciones correspondientes a todos los decenios (salvo los dos últimos). La detección de la influencia de los GEI en el clima parece ser lo suficientemente firme como para permitir una amplificación del forzamiento solar por la interacción entre el ozono y el Sol o entre el Sol y las nubes, siempre que dicha interacción no altere las características o la dependencia temporal de la respuesta al forzamiento solar. La amplificación de la señal solar mediante estos procesos, que no están incluidos aún en los modelos, sigue teniendo un carácter especulativo.
• Grandes incertidumbres en el forzamiento antropógeno vinculadas a los efectos de los aerosoles. Los efectos de algunos factores antropógenos, como el carbono orgánico, el hollín, los aerosoles derivados de biomasa y los cambios en el uso de la tierra, no se han incluido en los estudios de detección y atribución. Las estimaciones de la magnitud y la distribución geográfica de los efectos de estos forzamientos varían considerablemente, pero se estima que, considerados individualmente, sus efectos a nivel mundial son relativamente pequeños.
• Diferencias importantes en las respuestas de los distintos modelos a los mismos forzamientos. Estas diferencias, que a menudo son mayores que las diferencias en las respuestas simuladas por un mismo modelo con y sin los efectos de los aerosoles, ponen de relieve las grandes incertidumbres que rodean la predicción del cambio climático y la necesidad de cuantificar la incertidumbre y reducirla mediante la obtención de datos más precisos de las observaciones y el mejoramiento de los modelos.

E.8 Sinopsis

A la luz de las nuevas pruebas disponibles y teniendo en cuenta las incertidumbres que aún subsisten, es probable que el calentamiento observado en los últimos 50 años se haya debido en su mayor parte al aumento de las concentraciones de los gases de efecto invernadero-GEI

F. Proyecciones del clima futuro de la Tierra

Los instrumentos de los modelos climáticos se aplican a escenarios futuros de los agentes de forzamiento (entre ellos los GEI y los aerosoles) con el fin de elaborar una serie de proyecciones de los cambios climáticos que den una idea de lo que podría ocurrir en el futuro. En la Sección F.1 se describen los escenarios futuros de los agentes de forzamiento definidos en el Informe especial del IPCC sobre escenarios de emisiones (IE-EE), en los que se basan, en la medida de lo posible, los cambios futuros presentados en esta sección. En las Secciones F.2 a F.9 se presentan las proyecciones de los cambios que sufrirá el clima en el futuro de acuerdo con esos escenarios. Por último, en la Sección F.10 se indican los resultados de las proyecciones basadas en escenarios que suponen un futuro en el cual las concentraciones de los GEI se habrán estabilizado.

F.1 El Informe especial del IPCC sobre escenarios de emisiones (IE-EE)

En 1996, el IPCC comenzó a desarrollar un nuevo conjunto de escenarios de emisiones con el fin de actualizar y reemplazar los ya conocidos escenarios IS92. El nuevo conjunto de escenarios aprobados se describe en el Informe especial del IPCC sobre escenarios de emisiones (IE-EE). A fin de describir de manera coherente las relaciones entre las fuerzas determinantes de la emisiones y su evolución, y para añadir un contexto a la cuantificación de los escenarios, se desarrollaron cuatro líneas evolutivas diferentes. Los 40 escenarios resultantes (35 de los cuales contienen datos sobre toda la gama de gases necesarios para forzar los modelos climáticos) abarcan las principales fuerzas demográficas, económicas y tecnológicas que determinarán las emisiones futuras de GEI y azufre. Cada escenario representa una interpretación cuantitativa específica de una de las cuatro líneas evolutivas. El conjunto de escenarios basados en una misma línea evolutiva constituye una "familia" de escenarios (véase el Recuadro 5, que describe brevemente las principales características de las cuatro líneas evolutivas y familias de escenarios del IE-EE). Los escenarios del IE-EE no incluyen otras iniciativas relacionadas con el clima, lo que significa que ninguno de ellos se basa explícitamente en la hipótesis de cumplimiento de la Convención Marco sobre el Cambio Climático o de los objetivos de emisiones del Protocolo de Kioto. Sin embargo, las políticas no vinculadas al cambio climático que apuntan a muchos otros fines (p.ej., la calidad del aire) influyen directamente en las emisiones de GEI. Por otra parte, las políticas de los gobiernos pueden repercutir, en distinta medida, en los factores determinantes de las emisiones, como el cambio demográfico, el desarrollo social y económico, el cambio tecnológico, el uso de los recursos o la gestión de la contaminación. Esta influencia se refleja ampliamente en las líneas evolutivas y escenarios resultantes.

Debido a que el IE-EE no fue aprobado hasta el 15 de marzo de 2000, se hizo demasiado tarde para que los expertos en modelización incorporaran en sus modelos los escenarios definitivos aprobados y tuvieran los resultados listos a tiempo para incluirlos en este Tercer Informe de Evaluación. No obstante, se facilitaron escenarios preliminares a los modelizadores del clima para que éstos pudieran aportar su contribución al Tercer Informe de Evaluación, de conformidad con una decisión adoptada en 1998 por la Mesa del IPCC. En ese momento se eligió un escenario de referencia de cada uno de los cuatro grupos de escenarios, sobre la base de sus líneas evolutivas (A1B, A2, B1 y B2). A los efectos de la elección de los escenarios de referencia se tuvo en cuenta la cuantificación inicial que mejor reflejaba la línea evolutiva y las características de los distintos modelos. Los escenarios de referencia no son ni más ni menos probables que cualquier otro escenario, pero se consideran representativos de una línea evolutiva dada. Posteriormente se eligieron también escenarios para ilustrar los otros dos grupos de escenarios (A1FI y A1T) de la familia A1, que exploran concretamente otros adelantos de la tecnología, manteniendo constantes las demás fuerzas determinantes. En consecuencia, hay un escenario ilustrativo de cada uno de los seis grupos de escenarios, y todos ellos son igualmente probables. Dado que los dos últimos escenarios ilustrativos se seleccionaron en una etapa posterior del proceso, los resultados de la modelización con MCGAO que figuran en este informe utilizan únicamente dos de los cuatro escenarios de referencia preliminares. Actualmente, sólo los escenarios A2 y B2 han sido incorporados en más de un MGCAO. A los resultados de los MCGAO se les ha sumado los resultados de modelos climáticos simples que abarcan los seis escenarios ilustrativos. En algunos casos se presenta también el escenario IS92a, para poder hacer una comparación directa con los resultados expuestos en el SIE.

Los cuatro escenarios de referencia definitivos que figuran en el IE-EE difieren en mínimos detalles de los escenarios preliminares utilizados en los experimentos con MCGAO descritos en el presente informe. A fin de esclarecer los efectos probables de las diferencias entre los escenarios preliminares y los escenarios definitivos del IE-EE, se estudió cada uno de los cuatro escenarios de referencia preliminares y definitivos utilizando un modelo climático simple. En tres de los cuatro escenarios de referencia (A1B, A2 y B2), el cambio de temperatura en los escenarios de referencia preliminares fue muy similar al de los escenarios definitivos. La diferencia principal es un cambio hacia los valores normalizados del período comprendido entre 1990 y 2000, un rasgo común a todos estos escenarios. Esto determina un mayor forzamiento en la primera parte del período. Hay además unas pequeñas diferencias en el forzamiento neto, pero van disminuyendo hasta que, en el año 2100, las diferencias en el cambio de temperatura entre ambas versiones de los escenarios son de entre el 1 y el 2%. Sin embargo, en el escenario B1, el cambio de temperatura es considerablemente menor en la versión definitiva, lo que genera una diferencia de casi el 20% en el cambio de temperatura para el año 2100, como consecuencia de una disminución más o menos general de las emisiones de todos los GEI.

En la Figura 17 pueden verse las emisiones antropógenas de los tres GEI más importantes --CO2, CH4 y N2O--, junto con las emisiones antropógenas de dióxido de azufre, en los seis escenarios ilustrativos del IE-EE. Es evidente que estos escenarios abarcan una amplia gama de emisiones. También se indican, con fines de comparación, las emisiones del escenario IS92a. Cabe destacar en particular que el nivel de las emisiones de dióxido de azufre en los seis escenarios del IE-EE es muy inferior al nivel de los escenarios IS92, debido a cambios estructurales en el sistema de energía y a la preocupación por la contaminación del aire en el ámbito local y regional.

Recuadro 5: Los escenarios de emisiones del Informe especial sobre escenarios de emisiones (IE-EE)

A1. La línea evolutiva y familia de escenarios A1 describe un mundo futuro con un rápido crecimiento económico, una población mundial que alcanza su valor máximo hacia mediados del siglo y disminuye posteriormente, y una rápida introducción de tecnologías nuevas y más eficientes. Sus características distintivas más importantes son la convergencia entre regiones, la creación de capacidad y el aumento de las interacciones culturales y sociales, acompañadas de una notable reducción de las diferencias regionales en cuanto a ingresos por habitante. La familia de escenarios A1 se desarrolla en tres grupos que describen direcciones alternativas del cambio tecnológico en el sistema de energía. Los tres grupos A1 se diferencian en su orientación tecnológica: utilización intensiva de combustibles de origen fósil (A1FI), utilización de fuentes de energía no de origen fósil (A1T), o utilización equilibrada de todo tipo de fuentes (A1B) (entendiéndose por "equilibrada" la situación en la que no se dependerá excesivamente de un tipo de fuente de energía, en el supuesto de que todas las fuentes de suministro de energía y todas las tecnologías de uso final experimenten mejoras similares).

A2. La línea evolutiva y familia de escenarios A2 describe un mundo muy heterogéneo. Sus características más distintivas son la autosuficiencia y la conservación de las identidades locales. El índice de natalidad en el conjunto de las regiones convergen muy lentamente, con lo que se obtiene una población en continuo crecimiento. El desarrollo económico está orientado básicamente a las regiones, y el crecimiento económico por habitante así como el cambio tecnológico están más fragmentados y son más lentos que en otras líneas evolutivas.

B1. La línea evolutiva y familia de escenarios B1 describe un mundo convergente con una misma población mundial que alcanza su valor máximo hacia mediados del siglo y desciende posteriormente, como en la línea evolutiva A1, pero con rápidos cambios en las estructuras económicas orientados a una economía de servicios y de información, acompañados de una utilización menos intensiva de los materiales y la introducción de tecnologías limpias con un aprovechamiento eficaz de los recursos. En ella se da preponderancia a las soluciones de orden mundial encaminadas a la sostenibilidad económica, social y ambiental, así como a una mayor igualdad, pero en ausencia de iniciativas adicionales en relación con el clima.

B2. La línea evolutiva y familia de escenarios B2 describe un mundo en el que predominan las soluciones locales a la sostenibilidad económica, social y ambiental. Es un mundo cuya población aumenta progresivamente a un ritmo menor que en A2, con unos niveles de desarrollo económico intermedios, y con un cambio tecnológico menos rápido y más diverso que en las líneas evolutivas A1 y B1. Aunque este escenario está también orientado a la protección del medio ambiente y a la igualdad social, se centra principalmente en los niveles local y regional.

Figura 17: Emisiones antropógenas de CO2, CH4, N2O y dióxido de azufre en los seis escenarios ilustrativos del IE-EE: A1B, A2, B1 y B2, A1FI y A1T.También se muestra, con fines de comparación, el escenario IS92a. [Basado en el Informe especial del IPCC sobre escenarios de emisiones.]

Figura 18: Concentraciones atmosféricas de CO2, CH4 y N2O resultantes de los seis escenarios del IE-EE y del escenario IS92a, calculadas de acuerdo con la metodología actual.

F.2 Proyecciones de los cambios futuros en los gases de efecto invernadero y los aerosoles

Los modelos indican que los escenarios ilustrativos del IE-EE dan lugar a trayectorias muy diferentes de la concentración de CO2 (véase la Figura 18). 

Para el año 2100, los modelos del ciclo del carbono proyectan concentraciones atmosféricas de CO2 de entre 540 y 970 ppm para los escenarios ilustrativos del IE-EE (entre 90% y 250% mayor que la concentración de 280 ppm en 1750). El efecto neto de las retroacciones climáticas terrestres y oceánicas, según indican los modelos, es un aumento aún mayor de las concentraciones atmosféricas proyectadas de CO2 que se produce como consecuencia de una menor absorción de CO2 tanto por los océanos como por los continentes. Estas proyecciones tienen en cuenta las retroacciones climáticas terrestres y oceánicas. Las incertidumbres, especialmente en cuanto a la magnitud de la retroacción climática causada por la biosfera terrestre, producen una variación de entre -10% y +30% en cada escenario, aproximadamente. El margen de variación total es de 490 a 1260 ppm (75% a 350% mayor que la concentración de 1750).

Las medidas destinadas a estimular el almacenamiento de carbono en los ecosistemas terrestres podría influir en la concentración atmosférica de CO2, pero el límite superior de la reducción de la concentración de CO2 con ese método es de 40 a 70 ppm. 

Si todo el carbono liberado a raíz de los cambios históricos en el uso de la tierra pudiera ser reabsorbido por la biosfera terrestre en el transcurso de este siglo (por ejemplo mediante la reforestación ), la concentración de CO2 se reduciría en 40 a 70 ppm. Por lo tanto, es prácticamente seguro que las emisiones de CO2 procedentes de los combustibles de origen fósil seguirán siendo el factor dominante de las tendencias que regirán la concentración atmosférica de CO2 durante este siglo.

Los cálculos que hacen los modelos de la concentración de gases de efecto invernadero primarios distintos del CO2 para el año 2100 varían considerablemente entre los seis escenarios ilustrativos del IE-EE. 

En general, los escenarios A1B, A1T y B1 muestran los incrementos menores, mientras que los escenarios A1FI y A2 registran los mayores aumentos. Los cambios en la concentración de CH4 entre 1998 y 2100 oscilan entre -90 y +1970 ppmm (-11% a +112%), y los aumentos de N2O varían de +38 a +144 ppmm (+12% a +46%) (véanse las Figuras 17b y c). Los HFC (134a, 143a y 125) alcanzan concentraciones que van de unos pocos cientos a unos miles de ppb, a diferencia de los niveles insignificantes de hoy en día. Se proyecta que el PFC CF4 aumentará hasta alcanzar valores de entre 200 y 400 ppb, y que el SF6 aumentará hasta llegar a un nivel de entre 35 y 65 ppb. 

En los seis escenarios ilustrativos del IE-EE se proyecta que las emisiones de gases de efecto invernadero indirectos (NOx ,CO, VOC), junto con los cambios en el CH4, modificarán la concentración media mundial del radical hidroxilo (OH) troposférico en -20% a +6% durante el próximo siglo. 

Debido a la importancia del OH en la química de la troposfera, se producirán cambios análogos, aunque de signo opuesto, en el tiempo de vida en la atmósfera de los GEI CH4 y los HFC. Este impacto depende en gran parte de la magnitud de las emisiones de NOx y CO y del equilibrio entre ellas. Se calcula que entre 2000 y 2100, el nivel de O3 troposférico se modificará entre -12% y + 62%. El aumento más importante que se pronostica para el siglo XXI corresponde a los escenarios A1FI y A2 y sería superior al doble del aumento registrado desde la era preindustrial. Ese aumento del O3 puede atribuirse al fuerte crecimiento simultáneo de las emisiones antropógenas de NOx y CH4.

El gran aumento de las emisiones de gases de efecto invernadero y otros contaminantes que se proyecta en algunos de los seis escenarios ilustrativos del IE-EE para el siglo XXI degradará el medio ambiente mundial en formas que van más allá del cambio climático. 

Los cambios proyectados en los escenarios A2 y A1FI del IE-EE provocarían una degradación de la calidad del aire en gran parte del planeta, al aumentar los niveles de la concentración de fondo de O3. Durante el verano, en las latitudes medias del hemisferio norte, el aumento del O3 cerca de la superficie alcanza un promedio zonal de aproximadamente 30 ppmm o más, elevando los niveles de la concentración de fondo a alrededor de 80 ppmm, tornando difícil el cumplimiento de las normas actuales de calidad del aire en la mayoría de las zonas metropolitanas e incluso en las zonas rurales y poniendo en peligro la productividad de los cultivos y los bosques. Este problema trasciende los límites de los continentes y se junta a las emisiones de NOx a escala hemisférica. 

Con excepción de los sulfatos y el hollín, los modelos indican que la concentración de aerosoles depende de las emisiones en forma aproximadamente lineal. 

Los procesos que determinan la tasa de eliminación del hollín varían considerablemente de un modelo a otro, lo que genera una gran incertidumbre en las proyecciones futuras del hollín. Las emisiones de aerosoles naturales como la sal marina, el polvo y los precursores en estado gaseoso de los aerosoles, como el terpeno, el dióxido de azufre (SO2) y la oxidación del sulfuro de dimetilo pueden aumentar como consecuencia de los cambios ocurridos en el clima y en la química atmosférica.

Los seis escenarios ilustrativos del IE-EE abarcan casi todos los tipos de forzamiento previstos en el conjunto de escenarios del IE-EE. 

En la Figura 19 puede verse el forzamiento radiativo antropógeno histórico total estimado entre 1765 y 1990, seguido del forzamiento resultante de los seis escenarios del IE-EE. El forzamiento derivado del conjunto de 35 escenarios del IE-EE se indica en la figura como un área envolvente sombreada, ya que los forzamientos resultantes de cada uno de los escenarios se cruzan en el tiempo. El forzamiento directo producido por los aerosoles resultantes de la combustión de biomasa se compara con las tasas de deforestación. Los escenarios del IE-EE prevén la posibilidad de que aumenten o disminuyan los aerosoles antropógenos (como los aerosoles de sulfatos, los aerosoles de biomasa y los aerosoles de carbón orgánico y de hollín), dependiendo del grado de utilización de combustibles de origen fósil y de las políticas destinadas a reducir las emisiones contaminantes. Los escenarios del IE-EE no incluyen estimaciones de las emisiones de aerosoles no derivados de sulfatos. En este informe se consideraron dos métodos para proyectar estas emisiones: el primero ajusta proporcionalmente las emisiones de aerosoles de combustibles de origen fósil y biomasa con el CO, mientras que el segundo ajusta proporcionalmente las emisiones con el SO2 y la deforestación. Para las proyecciones del clima se empleó únicamente el segundo método. Con fines de comparación, también se indica el forzamiento radiativo correspondiente al escenario IS92a. Es evidente que el margen de variación en los nuevos escenarios del IE-EE es más amplio que en los escenarios IS92. Ello se debe principalmente a que las emisiones futuras de SO2 en los escenarios del IE-EE son menores que las de los escenarios IS92, pero también a que algunos escenarios del IEEE prevén emisiones acumulativas de carbono ligeramente mayores. 

En casi todos los escenarios del IE-EE, el forzamiento radiativo causado por el CO2, el CH4, el N2O y el O3 troposférico continúa aumentando y se proyecta que la fracción del forzamiento radiativo total atribuible al CO2 aumentará de poco más de la mitad hasta alrededor de las tres cuartas partes del total.

 El forzamiento radiativo causado por los gases que agotan el O3 disminuye debido a los controles impuestos a las emisiones con el fin de detener el agotamiento del ozono estratosférico. El forzamiento radiativo directo (evaluado en relación con el momento actual, 2000) derivado de los aerosoles (considerando en conjunto los componentes de sulfatos, hollín y carbono orgánico) cambia de signo en los diversos escenarios. Se proyecta que la magnitud de los efectos directos más los efectos indirectos de los aerosoles será menor que la de los efectos del CO2. No se hacen estimaciones respecto de los aspectos espaciales de los forzamientos futuros. El efecto indirecto de los aerosoles en las nubes se incluye en los cálculos de los modelos climáticos simples y se ajusta proporcionalmente en forma no lineal con las emisiones de SO2, suponiendo un valor actual de -0,8 Wm-2, como en el SIE.

Figura 19: Resultados obtenidos con un modelo simple: estimación del forzamiento radiativo antropógeno histórico hasta el año 2000, seguido del forzamiento radiativo correspondiente a los seis escenarios ilustrativos del IE-EE. El sector sombreado muestra el área envolvente del forzamiento que abarca todo el conjunto de 35 escenarios del IE-EE. El método de cálculo es muy similar al explicado en los capítulos respectivos. Los valores se basan en el forzamiento radiativo inducido por una duplicación de la concentración de CO2 utilizado en siete MCGAO. Se muestra también el forzamiento correspondiente a los escenarios IS92a, IS92c y IS92e, calculado con arreglo al mismo método.

F.3 Proyecciones de los cambios futuros en la temperatura

RESULTADOS DE LOS MCGAO

Es probable que la sensibilidad del clima sea de entre 1,5 y 4,5°C. Esta estimación no ha variado desde el Primer Informe de Evaluación (PIE) del IPCC ni desde el SIE. 

La sensibilidad del clima es la respuesta de equilibrio de la temperatura de la superficie mundial a una duplicación de la concentración de CO2 equivalente. El margen de variación de las estimaciones se debe a las incertidumbres inherentes a los modelos climáticos y a sus retroacciones internas, en particular las relacionados con las nubes y los procesos conexos. Un elemento que se utiliza por primera vez en este informe del IPCC es la respuesta climática transitoria (RCT). La RCT se define como el promedio mundial de cambio de la temperatura del aire en la superficie cuando se duplica la concentración de CO2, en un experimento que supone un incremento del CO2 del 1% anual. Se parte del supuesto de que este índice de aumento del CO2 representa el forzamiento radiativo causado por todos los GEI. La RCT combina elementos de sensibilidad de los modelos con factores que influyen en la respuesta (p.ej., la absorción de calor por los océanos). En los MCGAO actuales, la RCT oscila entre 1,1 y 3,1°C. 

Cuando se tienen en cuenta los efectos directos de los aerosoles de sulfatos, disminuye el valor medio del calentamiento mundial proyectado para mediados del siglo XXI. 

La configuración de la respuesta de la temperatura del aire en la superficie en un modelo determinado, con y sin aerosoles de sulfatos, muestra una semejanza mayor que la que se observa cuando se comparan los perfiles de dos modelos que utilizan el mismo forzamiento.

Los modelos proyectan los cambios en función de una serie de variables climáticas a gran escala. 

A medida que cambia el forzamiento radiativo del sistema climático, los continentes se calientan más rápido y en mayor grado que los océanos, y el calentamiento es relativamente mayor en las latitudes altas. Los modelos proyectan que el aumento de la temperatura del aire en la superficie en el Atlántico norte y en las regiones circumpolares del Océano Antártico será inferior al promedio mundial. Se proyecta que habrá una menor variación de la temperatura diurna en muchas regiones, y que la temperatura mínima durante la noche subirá más que la temperatura máxima durante el día. Algunos modelos muestran una reducción general de la variabilidad diaria de la temperatura del aire en la superficie durante el invierno y un aumento de la variabilidad diaria durante el verano en las zonas de tierra firme del hemisferio norte. A medida que el clima se torna más cálido, las proyecciones indican una disminución de la capa de nieve y la extensión del hielo marino en el hemisferio norte. Como se señaló en la Sección B, muchos de estos cambios concuerdan con las últimas tendencias detectadas por las observaciones.

Se están utilizando conjuntos de simulaciones de varios modelos MCGAO respecto de una serie de escenarios para cuantificar el cambio climático medio y el grado de incertidumbre sobre la base de los diversos resultados de los modelos. 

Para fines del siglo XXI (2071 a 2100), el cambio de la temperatura media del aire en la superficie mundial, en relación con el período comprendido entre 1961 y 1990, será de 3,0°C como promedio (con un margen de variación de entre 1,3 y 4,5°C) en el escenario de referencia preliminar A2, y de 2,2°C (con un margen de variación de entre 0,9 y 3,4°C) en el escenario de referencia preliminar B2. En el escenario B2 se produce un calentamiento más leve, acorde con su menor ritmo de aumento de la concentración de CO2.

En escalas temporales de unos pocos decenios, el ritmo de calentamiento que se observa actualmente puede utilizarse para limitar la respuesta proyectada para un determinado escenario de emisiones, a pesar de la incertidumbre en cuanto a la sensibilidad del clima. 

El análisis de modelos simples y la comparación de las respuestas de los MCGAO en escenarios de forzamiento hipotéticos sugieren que en la mayoría de los escenarios, en los próximos decenios, es probable que los errores en las proyecciones a gran escala de las temperaturas aumenten en forma proporcional a la magnitud de la respuesta general. La magnitud estimada de los ritmos de calentamiento atribuibles a la influencia humana que se observan actualmente y la incertidumbre que los rodea permiten por lo tanto estimar, con relativa independencia de los modelos, el grado de incertidumbre de las proyecciones que abarcan varios decenios y respecto de la mayoría de los escenarios. Si se tienen en cuenta las observaciones recientes, es probable que el calentamiento antropógeno oscile entre 0,1 y 0,2°C por decenio durante los próximos decenios en el escenario IS92a. Estos valores son similares a las diversas respuestas obtenidas en este escenario con las siete versiones del modelo simple utilizado en la Figura 22. La mayor parte de las características de la respuesta geográfica observada en los experimentos con los escenarios IE-EE son similares en distintos escenarios (véase la Figura 20), y se asemejan a las características observadas en los experimentos que incluyen incrementos hipotéticos del CO2 del 1%. La mayor diferencia entre los experimentos que suponen un incremento del CO2 del 1% y no incluyen aerosoles de sulfatos, y los experimentos del IE-EE, es la moderación regional del calentamiento en las zonas industrializadas que muestran los experimentos del IE-EE, en los que es mayor el forzamiento negativo de los aerosoles de sulfatos. Este efecto regional se observó en el SIE solamente en el caso de dos modelos, pero actualmente se ha demostrado que esta respuesta se repite en la mayoría de los modelos más recientes.

Es muy probable que en casi toda la superficie terrestre, el calentamiento sea más rápido que el promedio mundial, sobre todo en las altas latitudes del hemisferio norte durante la estación fría. 

Los resultados (véase la Figura 21) de las últimas simulaciones de MCGAO forzadas con escenarios de emisiones A2 y B2 del IE-EE indican que, en el invierno, el calentamiento en todas las regiones septentrionales de latitudes altas supera en más de un 40% el índice medio de calentamiento mundial en cada uno de los modelos (que es de 1,3 a 6,3°C en toda la gama de modelos y escenarios considerados). En verano, el calentamiento supera en más de un 40% la variación media mundial en el centro y el norte de Asia. Solamente en el sur de Asia y en la región meridional de América del Sur durante los meses de junio, julio y agosto, y en Asia sudoriental en ambas estaciones, los modelos coinciden en señalar un calentamiento inferior al promedio mundial.

Figura 20: Cambio anual medio de la temperatura (sombreado en colores) y su margen de variación (isolíneas) (Unidad: °C) en el escenario A2 del IE-EE (recuadro superior) y en el escenario B2 del IE-EE (recuadro inferior). Ambos escenarios comparan el período 2071-2100 con el período 1961-1990 y se simularon con MCGAO.

RESULTADOS DE LOS MODELOS CLIMÁTICOS SIMPLES

Debido al costo informático, los MCGAO sólo pueden ejecutarse para un número reducido de escenarios. 

Es posible calibrar un modelo simple para representar las respuestas medias mundiales de los MCGAO y ejecutarlo para un número mucho mayor de escenarios.

Se proyecta que la temperatura media de la superficie mundial aumentará entre 1,4 y 5,8ºC (Figura 22a) en el período comprendido entre 1990 y 2100. 

Estos resultados, obtenidos con varios modelos climáticos 6,7, corresponden a los 35 escenarios del IE-EE sin excepción. Se proyecta que los aumentos de temperatura serán mayores que los indicados en el SIE, que oscilaban aproximadamente entre 1,0 y 3,5°C en seis escenarios IS92. El valor más alto y el margen de variación más amplio de las temperaturas proyectadas se deben princi-palmente al menor nivel de las emisiones de SO2 previsto en los escenarios del IE-EE, en comparación con los escenarios IS92. El ritmo de calentamiento proyectado es muy superior a los cambios observados durante el siglo XX y es muy probable que alcance valores sin precedentes si se le compara como mínimo con los últimos 10.000 años, de acuerdo con los datos paleoclimáticos. 

La clasificación entre los escenarios del IE-EE en lo que se refiere a la temperatura media mundial varía con el tiempo. 

En particular, en los escenarios que prevén un uso más intenso de combustibles de origen fósil (y por ende mayores emisiones de dióxido de carbono, como el escenario A2), las emisiones de SO2 también registran valores más altos. En el corto plazo (hasta el año 2050 aproximadamente), el efecto de enfriamiento de las emisiones más abundantes de dióxido de azufre disminuirá considerablemente el calentamiento causado por el aumento de las emisiones de GEI en escenarios como el A2. El efecto contrario se advierte en los escenarios B1 y B2, en que las emisiones de combustibles de origen fósil y de SO2 son menores y dan lugar a un mayor calentamiento en el corto plazo. Sin embargo, a más largo plazo, el nivel de las emisiones de GEI con un período de vida más prolongado, como el CO2 y el N2 O, se convierten en las principales fuerzas determinantes de los cambios climáticos resultantes.

Para el año 2100, las diferencias en las emisiones previstas en los escenarios del IE-EE y las distintas respuestas de los modelos climáticos añaden una incertidumbre similar al margen de variación de la temperatura mundial. Surgen además otras dudas debido a la incertidumbre que existe en el forzamiento radiativo. La mayor incertidumbre en lo que se refiere a los forzamientos es la que se deriva de los aerosoles de sulfatos.

Figura 22: Resultados obtenidos con un modelo simple: a) proyecciones de la temperatura media a nivel mundial en los seis escenarios ilustrativos del IE-EE, utilizando un modelo climático simple adaptado a una serie de modelos complejos con distintos niveles de sensibilidad del clima.También se indican, con fines de comparación, los resultados obtenidos con el mismo método respecto del escenario IS92A. La parte sombreada de color oscuro representa el área envolvente de todo el conjunto de 35 escenarios del IE-EE, que se obtiene utilizando el promedio de los resultados del modelo (con una sensibilidad media del clima de 2,8°C). La parte sombreada en un tono más claro es el área envolvente que se obtiene sobre la base de las proyecciones de los siete modelos (con una sensibilidad media del clima de entre 1,7 y 4,2°C). Las barras muestran, para cada uno de los seis escenarios ilustrativos del IE-EE, el margen de variación de los resultados del modelo simple para el año 2100, en sus versiones adaptadas a siete MCGAO. b) Igual a a), pero en este caso se representa también el forzamiento antropógeno histórico estimado.

F.4 Proyecciones de los cambios futuros en las precipitaciones

Se proyecta que habrá un aumento de los promedios mundiales de vapor de agua, evaporación y precipitaciones. A escala regional se observan tanto aumentos como disminuciones. 

Los resultados (véase la Figura 23) de simulaciones realizadas recientemente con MCGAO, forzadas con escenarios de emisiones A2 y B2 del IE-EE, indican una probabilidad de aumento de las precipitaciones tanto en verano como en invierno en las latitudes altas. Durante el invierno también se observan aumentos en las latitudes medias del hemisferio norte, en las zonas tropicales de África y en la Antártida, y durante el verano en el sur y el este de Asia. En Australia, América Central y el África meridional se registra una disminución constante de las lluvias durante el invierno.

De acuerdo con las tendencias observadas en un número reducido de estudios realizados con MCGAO actuales y MCG más antiguos, y de estudios de regionalización, existe una estrecha correlación entre la variabilidad interanual de las precipitaciones y el promedio de las precipitaciones. 

Es probable que si el promedio de las precipitaciones aumenta en el futuro, también aumente la variabilidad. A la inversa, es probable que la variabilidad de las precipitaciones disminuya únicamente en las zonas en las que descienda el promedio de las precipitaciones.

F.5 Proyecciones de los cambios futuros en los fenómenos extremos

Hace poco tiempo que se comenzó a comparar los cambios en los fenómenos climáticos y meteorológicos extremos observados hasta la fecha, con los cambios proyectados por los modelos (Cuadro 4). 

Es muy probable que aumente el número de días calurosos y las olas de calor en casi toda la superficie terrestre. Se proyecta que estos aumentos serán más acentuados sobre todo en las zonas en las que disminuya la humedad del suelo. Se prevé que la temperatura mínima diaria aumentará en casi toda la superficie terrestre y que el ascenso será por lo general mayor en los lugares en que se retraiga la nieve y el hielo. Es muy probable que disminuya el número de días de heladas y las olas de frío. Se proyecta que los cambios en la temperatura del aire en la superficie y en la humedad absoluta en la superficie provocarán un aumento del índice de calor (medida que refleja los efectos combinados de la temperatura y la humedad). También se proyecta que el ascenso de la temperatura del aire en la superficie determinará un aumento en el número de grados-día de refrigeración (medida que indica el nivel de enfriamiento necesario en un día determinado después de que la temperatura supera un determinado umbral) y una reducción en el número de grados-día de calefacción. Se prevé que las precipitaciones extremas aumentarán hasta alcanzar valores superiores al promedio y que también aumentará la intensidad de los fenómenos de precipitaciones. Se proyecta que la frecuencia de las precipitaciones extremas se incrementará en casi todo el mundo. Las proyecciones indican una desecación general de la superficie continental en las latitudes medias durante el verano. Esto se atribuye a una combinación de temperaturas más altas con una mayor evaporación potencial, no compensada por un aumento en las precipitaciones. Hay pocas coincidencias aún entre los modelos en cuanto a los cambios futuros en la intensidad, la frecuencia y la variabilidad de las tormentas en las latitudes medias. Hay pocas pruebas coherentes que muestren cambios en la frecuencia proyectada de los ciclones tropicales y las zonas de formación. No obstante, algunas mediciones de la intensidad indican aumentos en las proyecciones, y algunos estudios teóricos y de modelización sugieren que el límite superior de esa intensidad podría subir. Es probable que la intensidad media y máxima de las precipitaciones causadas por los ciclones tropicales aumente visiblemente. Con respecto a otros fenómenos extremos, muchos de los cuales pueden tener consecuencias importantes para el medio ambiente y la sociedad, la información de que se dispone actualmente no es suficiente para evaluar las tendencias más recientes, y la confianza en los modelos y el grado de comprensión de éstos no son suficientes para hacer proyecciones firmes. Existen en particular algunos fenómenos a muy pequeña escala, como las tormentas eléctricas, los tornados, el granizo y los relámpagos, que no se simulan en los modelos mundiales. Tampoco se ha hecho un análisis suficiente de la posibilidad de que se produzcan cambios en los ciclones extratropicales.

Cuadro 4: Estimaciones de la confianza en los cambios observados y proyectados en los fenómenos meteorológicos y climáticos extremos. En este cuadro se presenta una evaluación del grado de confianza en los cambios observados en los fenómenos meteorológicos y climáticos extremos durante la segunda mitad del siglo XX (columna de la izquierda) y en los cambios proyectados para el siglo XXI (columna de la derecha)a. Esta evaluación, se ha realizado basándose en studios sobre observaciones y modelización, así como en la justificación física que tienen las proyecciones futuras en todos los escenarios comúnmente utilizados, y se basa también en la opinión de expertos

F.6 Proyecciones de los cambios futuros en la circulación termohalina

La mayoría de los modelos muestran un debilitamiento de la circulación termohalina (CTH) en el hemisferio norte, que contribuye a una disminución del calentamiento de la superficie del mar en la parte más septentrional del Atlántico Norte. Incluso en los modelos en que se debilita la CTH, las proyecciones indican de todas maneras un calentamiento en Europa debido al aumento de los GEI. 

En los experimentos en que la concentración de gases de efecto invernadero en la atmósfera se estabiliza en el doble de su valor actual, se proyecta que la CTH del Atlántico norte superará esa etapa de debilitamiento inicial en el lapso de uno o varios siglos. La CTH podría desaparecer por completo en cualquiera de los dos hemisferios si el ritmo de variación del forzamiento radiativo es lo suficientemente alto y se aplica durante el tiempo suficiente. Los modelos indican que cuando la CTH disminuye, también se reduce su capacidad de recuperarse ante una perturbación; en otras palabras, una CTH que se ha debilitado parece ser menos estable, y su desaparición puede tornarse más probable. Sin embargo, aún es muy pronto para afirmar con confianza si es probable o no que la CTH desaparezca en forma irreversible, o predecir el umbral en el que podría desaparecer, y cuáles podrían ser los efectos de su desaparición en el clima. Ninguna de las proyecciones actuales obtenidas con modelos acoplados muestran una desaparición total de la CTH para el año 2100. Si bien la CTH del Atlántico norte se debilita en la mayoría de los modelos, la importancia relativa de los flujos de calor en la superficie y de agua dulce varía de un modelo a otro. Aparentemente, los cambios en la fuerza del viento tienen una influencia muy reducida en la respuesta transitoria.

F.7 Proyecciones de los cambios futuros en las formas dem variabilidad natural

Muchos modelos muestran una respuesta media similar al fenómeno El Niño en la zona tropical del Pacífico, con proyecciones que indican que el ascenso de las temperaturas en la superficie del mar en la región ecuatorial del Pacífico central y oriental va a ser mayor que en la región ecuatorial del Pacífico occidental, y traerá aparejado un desvío de las precipitaciones medias hacia el este. 

Aunque muchos modelos muestran un cambio similar al de El Niño en los valores medios de las temperaturas en la superficie del mar en la zona tropical del Pacífico, las causas son inciertas; si bien se ha vinculado a los cambios en el forzamiento radiativo de las nubes, o al amortiguamiento por evaporación del gradiente este-oeste de la temperatura de la superficie del mar en algunos modelos, o a ambos procesos. La confianza en las proyecciones de los cambios futuros de frecuencia, amplitud y configuración espacial de los episodios El Niño en la zona tropical del Pacífico se ha visto menoscabada por algunas deficiencias en la simulación de El Niño en los modelos complejos. Las proyecciones actuales muestran poco cambio o un leve aumento en la amplitud de los episodios El Niño en los próximos 100 años. Sin embargo, aunque la amplitud de El Niño no cambie, o cambie muy poco, es probable que el calentamiento de la Tierra dé lugar a fenómenos más extremos de desecación y lluvias intensas y a un mayor riesgo de que se produzcan sequías e inundaciones a raíz de los episodios El Niño en muchas regiones. También es probable que el calentamiento vinculado al aumento de la concentración de GEI acentúe la variabilidad de las precipitaciones monzónicas estivales en Asia. Los cambios en la duración y en la intensidad medias de los monzones dependen de las particularidades del escenario de emisiones. La confianza en estas proyecciones se ve limitada por la precisión con que los modelos climáticos simulan la evolución estacional detallada de los monzones. No hay un acuerdo claro en cuanto a los cambios que podrían producirse en la frecuencia o la estructura de las formas de variabilidad natural, como la Oscilación del Atlántico Norte, lo que significa que la magnitud y la índole de los cambios varían según el modelo.

F.8 Proyecciones de los cambios futuros en el hielo terrestre (glaciares, casquetes y capas de hielo), el hielo marino y la capa de nieve

La recesión general de los glaciares y los casquetes de hielo continuará durante el siglo XXI y se proyecta que la capa de nieve y el hielo marino del hemisferio norte seguirán disminuyendo.

Recientemente se han ideado métodos para calcular la fusión de los glaciares sobre la base de distintas pautas de variación de la temperatura del aire en la superficie que dependen de la estación y la ubicación geográfica, extraídas de los experimentos realizados con MCGAO. Los estudios de modelización sugieren que la evolución de la masa glacial se rige principalmente por los cambios en la temperatura más que por los cambios en las precipitaciones, calculados en valores medios a nivel mundial. 

Es probable que la capa de hielo de la Antártida adquiera mayor masa debido al aumento de las precipitaciones, y que la capa de hielo de Groenlandia pierda masa debido a que el volumen de escurrimiento será mayor que el de las precipitaciones. 

La capa de hielo de la Antártida occidental ha atraído especial atención porque contiene suficiente hielo como para hacer elevar el nivel del mar en 6 m, y porque se ha sugerido que la inestabilidad que le confiere el hecho de estar asentada sobre tierra por debajo del nivel del mar podría dar lugar a un rápido deshielo cuando se debiliten las barreras de hielo que la rodean. Sin embargo, hoy en día hay un amplio consenso en cuanto a que es muy improbable que durante el siglo XXI ocurra una pérdida de hielo unido a tierra que determine un aumento importante del nivel del mar por esta causa, aunque aún no se tiene una comprensión suficiente de la dinámica de esta masa de hielo, que permita en especial hacer proyecciones a escalas temporales más prolongadas.

F.9 Proyecciones de los cambios futuros en el nivel del mar

Las proyecciones de la elevación media del nivel del mar a escala mundial entre 1990 y 2100, obtenidas con una serie de MCGAO respecto del escenario IS92a (teniendo en cuenta el efecto directo de las emisiones de aerosoles de sulfatos), oscilan entre 0,11 y 0,77 m. 

Este margen de variación refleja la incertidumbre sistemática que caracteriza la elaboración de modelos. Los principales factores que contribuyen al aumento del nivel del mar son:

• una expansión térmica de entre 0,11 y 0,43 m, que se acelera a lo largo del siglo XXI;
• los glaciares, con una contribución de entre 0,01 y 0,23 m;
• Groenlandia, con una contribución de -0,02 a 0,09 m; y
• la Antártida, con una contribución de -0,17 a +0,02 m.

A efectos de calcular el cambio total, también se tienen en cuenta otros factores que contribuyen en menor medida, como el deshielo de la capa de permafrost, el depósito de sedimentos, y la constante contribución de las capas de hielo como consecuencia de los cambios climáticos que han venido ocurriendo desde el Último Máximo Glacial. A fin de establecer el margen de variación en la elevación del nivel del mar que se obtiene al elegir los distintos escenarios del IE-EE, se utilizan los resultados relativos a la expansión térmica y los cambios en el hielo terrestre que generan los modelos simples adaptados a varios MCGAO (como se señaló en la Sección F.3 en relación con la temperatura). 

En todos los escenarios del IE-EE se proyecta un aumento del nivel del mar de entre 0,09 y 0,88 m en el período comprendido entre 1990 y 2100 (véase la Figura 24), fundamentalmente a causa de la expansión térmica y la pérdida de masa de los glaciares y los casquetes de hielo. 

El valor central del intervalo es de 0,48 m, lo que corresponde a una tasa media dos a cuatro veces mayor, aproximadamente, que la tasa registrada en el transcurso del siglo XX. El margen de variación del aumento del nivel del mar indicado en el SIE era de entre 0,13 y 0,94 m basándose en los escenarios IS92. A pesar de que en esta evaluación se proyecta un cambio más pronunciado en las temperaturas, las proyecciones del nivel del mar son algo menores, principalmente debido al uso de modelos mejorados que atribuyen una contribución menor a los glaciares y las capas de hielo. Si el almacenamiento en la superficie terrestre continúa al ritmo actual, las proyecciones podrían sufrir una modificación de entre -0,21 y 0,11 m. Para el promedio de los MCGAO, los escenarios del IE-EE dan resultados que difieren en 0,02 m o menos respecto de la primera mitad del siglo XXI. Para el año 2100, la variación en torno al valor central del intervalo es de alrededor del 50%. Después del siglo XXI, el aumento del nivel del mar dependerá en gran medida del escenario de emisiones. Los modelos coinciden en la conclusión cualitativa de que el margen de variación del nivel del mar a escala regional es muy amplio en comparación con el aumento medio del nivel del mar a escala mundial. Sin embargo, la confianza en la distribución regional de la variación del nivel del mar que indican los MCGAO es escasa porque se observan pocas similitudes entre los modelos, aunque casi todos proyectan un aumento superior al promedio en el Océano Ártico, y un aumento inferior al promedio en el Océano Antártico. Además, los movimientos de las masas continentales, tanto isostáticos como tectónicos, continuarán durante el siglo XXI a un ritmo que no depende del cambio climático. Se prevé que, para el año 2100, muchas regiones que actualmente registran un descenso relativo del nivel del mar experimentarán en cambio un aumento relativo del nivel del mar.

Por último, será cada vez más frecuente que la línea de pleamar suba a niveles extremos como consecuencia de la elevación del nivel medio del mar. La frecuencia de este fenómeno puede aumentar aún más si las tormentas se hacen más frecuentes o intensas como resultado de los cambios climáticos.

Figura 24: Elevación media del nivel del mar a escala mundial entre 1990 y 2100 en los escenarios del IE-EE. La expansión térmica y los cambios en el hielo terrestre se calcularon utilizando un modelo climático simple, calibrado individualmente para cada uno de los siete MCGAO, y se incorporaron las contribuciones derivadas de los cambios en la capa de permafrost, el efecto del depósito de sedimentos y la adaptación a largo plazo de las capas de hielo a los cambios climáticos anteriores. Cada una de las seis líneas que aparecen indicadas con su significado dentro de la figura representa el promedio de los resultados de los MCGAO para cada uno de los seis escenarios ilustrativos. El sector sombreado de color oscuro muestra el margen de variación del valor medio proyectado por los MCGAO para los 35 escenarios del IE-EE. La parte sombreada en un tono más claro muestra el margen de variación de todos los MCGAO respecto de los 35 escenarios. El sector delimitado por las líneas exteriores muestra el margen de variación de todos los MCGAO y los escenarios que tienen en cuenta la incertidumbre relacionada con los cambios en el hielo terrestre y en la capa de permafrost y el depósito de sedimentos. Téngase presente que este margen de variación no tiene en cuenta las incertidumbres relativas a los cambios en la dinámica de la capa de hielo de la Antártida occidental.

F.10 Proyecciones de los cambios futuros en la respuesta a los perfiles de estabilización de la concentración del CO2

GASES DE EFECTO INVERNADERO Y AEROSOLES

Todos los perfiles de estabilización estudiados exigen que las emisiones de CO2 se reduzcan en última instancia a niveles muy inferiores a los actuales. 

De los perfiles de CO2 previstos se dedujeron tasas de emisión de CO2 antropógeno que alcanzan niveles estables de concentración del CO2 de entre 450 y 1.000 ppm (Figura 25a). Los resultados (Figura 25b) no son muy diferentes de los presentados en el SIE, pero el margen de variación es mayor, principalmente debido a las diferencias en cuanto al nivel futuro de absorción terrestre de carbono, que surgen como consecuencia de las distintas hipótesis que se utilizan en los modelos. Para que la concentración se estabilice en 450, 650 o 1.000 ppm, sería necesario que las emisiones antropógenas mundiales disminuyeran a niveles inferiores a los de 1990 en el lapso de unos pocos decenios, alrededor de un siglo, o alrededor de dos siglos, respectivamente, y que en adelante siguieran disminuyendo en forma constante. A pesar de que los océanos tienen una capacidad de absorción suficiente para captar entre el 70 y el 80% de las emisiones antropógenas previsibles de CO2 a la atmósfera, este proceso tarda siglos debido a la velocidad de mezcla en los océanos. Como consecuencia de ello, incluso varios siglos después de producidas las emisiones, aproximadamente la cuarta parte del aumento en la concentración causado por esas emisiones seguirá presente en la atmósfera. Para que la concentración de CO2 permanezca constante más allá del año 2300 es preciso que las emisiones disminuyan hasta alcanzar la tasa de absorción de los sumideros de carbono que existan en ese momento. Los sumideros terrestres y oceánicos naturales, capaces de perdurar durante cientos o miles de años, son pequeños (<0,2 PgC/año).

TEMPERATURA

Debido a las extensas escalas temporales del océano, la temperatura media mundial seguirá aumentando durante cientos de años a un ritmo de unas pocas décimas de grado por siglo después de que las concentraciones de CO2 se hayan estabilizado. 

Los efectos en la temperatura de las pautas de concentración del CO2 destinadas a lograr una estabilización en el entorno de las 450 ppm a las 1.000 ppm se estudiaron utilizando un modelo climático simple adaptado a siete MCGAO, con una sensibilidad media del clima de 2,8°C. En todas las líneas evolutivas dirigidas a la estabilización, el sistema climático muestra un calentamiento considerable durante el siglo XXI y posteriormente (véase la Figura 26). Cuanto menor sea el nivel en el que se estabilicen las concentraciones, menor será el cambio total de la temperatura.

NIVEL DEL MAR

Si las concentraciones de los gases de efecto invernadero se estabilizaran (incluso en sus valores actuales), el nivel del mar seguiría de todos modos aumentando durante cientos de años. 

Al cabo de 500 años, la elevación del nivel del mar como consecuencia de la expansión térmica podría haber llegado solamente a la mitad de su nivel definitivo, que según los modelos podría ser de entre 0,5 y 2,0 m, o de entre 1 y 4 m, si los niveles de concentración del CO2 fueran dos o cuatro veces mayores que los de la era preindustrial, respectivamente. Esta larga escala temporal es resultado de la escasa difusión y la lenta circulación de los procesos que transportan el calor hacia la profundidad de los océanos. 

Es probable que se pierda una parte importante de la masa total de glaciares. 

Existe una gran probabilidad de que el hielo desaparezca totalmente de las zonas actualmente cubiertas de glaciares en forma marginal. 

Las capas de hielo seguirán reaccionando ante el cambio climático durante varios miles de años más, aunque el clima se estabilice. 

Las capas de hielo de la Antártida y de Groenlandia contienen en conjunto un volumen de agua suficiente como para elevar el nivel del mar en casi 70 m si se deshelaran, de manera que hasta un pequeño cambio parcial en su volumen podría tener efectos considerables.

Los modelos proyectan que si el aumento de la temperatura a nivel local superara en promedio los 3°C por año y continuara al mismo ritmo durante milenios, se produciría una fusión prácticamente total de la capa de hielo de Groenlandia, lo que haría elevar el nivel del mar en unos 7 m. 

Las temperaturas proyectadas para Groenlandia de acuerdo con los distintos modelos utilizados en el Capítulo 11 superan en general el promedio mundial de temperaturas entre 1,2 y 3,1 veces. Si el calentamiento de Groenlandia fuera de 5,5°C, de acuerdo con los escenarios de estabilización intermedios (véase la Figura 26), es probable que la capa de hielo de Groenlandia contribuyera al ascenso del nivel del mar en una proporción de aproximadamente 3 m en un lapso de 1.000 años. Si el calentamiento fuera de 8°C, la contribución sería de alrededor de 6 m y la mayor parte de la capa de hielo desaparecería. En caso de aumentos más reducidos de la temperatura, la disminución de la capa de hielo sería considerablemente menor (véase la Figura 27).

Los modelos actuales de la dinámica de los hielos proyectan que la capa de hielo de la Antártida occidental contribuirá a la elevación del nivel del mar en no más de 3 mm por año durante los próximos 1.000 años, aunque ocurran cambios importantes en las barreras de hielo. Estos resultados dependen en gran medida de las hipótesis de los modelos en cuanto a los posibles cambios climáticos, la dinámica de los hielos y otros factores. Aparte de una posible inestabilidad interna de la dinámica de los hielos, el deshielo a nivel de la superficie afectará la viabilidad a largo plazo de la capa de hielo de la Antártida. En caso de que la temperatura suba más de 10ºC, los modelos de escorrentía simples vaticinan que se creará una zona de pérdida de masa neta en la superficie de la capa de hielo. Ello daría lugar a una desintegración irreversible de la capa de hielo de la Antártida occidental porque dicha capa no puede retroceder hacia tierras más altas una vez que sus márgenes empiezan a deshelarse en la superficie y empiezan a retraerse. Esta desintegración tardaría por lo menos varios milenios. Los umbrales que determinarían la desintegración total de la capa de hielo de la Antártida oriental como consecuencia del deshielo a nivel de la superficie suponen aumentos de temperatura superiores a los 20ºC, situación que no ha ocurrido por lo menos en los últimos 15 millones de años y que es mucho más de lo que prevé cualquier escenario de cambio climático actualmente en estudio.

Figura 26: Resultados obtenidos con un modelo simple: cambios proyectados de la temperatura media a nivel mundial cuando la concentración de CO2 se estabilice de acuerdo con los perfiles WRE (véase el Capítulo 9, Sección 9.3.3).También se indican en color verde, con fines de comparación, los resultados obtenidos para los perfiles S en el SIE (no se tiene datos del S1000). Los resultados son el promedio generado por un modelo climático simple calibrado con respecto a siete MCGAO. El escenario de base es el escenario A1B, y esto está indicado en forma específica solamente hasta el año 2100. Después de 2100, la hipótesis considerada es que las emisiones de gases distintos del CO2 se mantienen constantes en los valores A1B de 2100. Las proyecciones se rotulan de acuerdo con el nivel de estabilización del CO2. Las líneas discontinuas después de 2100 indican un mayor grado de incertidumbre en los resultados del modelo climático simple más allá del año 2100. Los puntos negros indican el momento en el tiempo en que se logra la estabilización del CO2. El año de estabilización en el caso del perfil WRE1000 es 2375.

Figura 27: Respuesta de la capa de hielo de Groenlandia en tres escenarios de calentamiento climático durante el tercer milenio, expresada en cambios equivalentes en el nivel del mar a escala mundial. Los valores asignados a las curvas corresponden al aumento de la temperatura media anual en Groenlandia para el año 3000 D.C., de acuerdo con las predicciones de un modelo climático y oceánico bidimensional forzado con aumentos en la concentración de GEI hasta el año 2130 D.C., la que se mantiene constante después de esa fecha.Véase que las temperaturas proyectadas para Groenlandia son en general de 1,2 a 3,1 veces superiores al promedio de las temperaturas a nivel mundial, de acuerdo con los diversos modelos utilizados en el Capítulo 11.

G. Hacia una mayor comprensión

En las secciones anteriores se describió el estado actual de los conocimientos sobre el clima del pasado y el presente, el grado de comprensión actual de los agentes de forzamiento y los procesos del sistema climático, y la exactitud con que pueden representarse en los modelos climáticos. A la luz de los conocimientos que se poseen hoy en día, se hizo la mejor evaluación posible de la cuestión relativa a si el cambio climático puede detectarse y si ese cambio puede atribuirse a la influencia humana. Con los mejores instrumentos de que se dispone actualmente, se hicieron proyecciones de la forma en que podría cambiar el clima en el futuro, de acuerdo con distintos escenarios de emisiones de gases de efecto invernadero (GEI). Esta Sección encara el futuro desde una perspectiva diferente. Hay incertidumbres en todos los eslabones de la cadena, desde las emisiones de GEI y aerosoles, hasta los efectos que éstos producen en el sistema climático y en la sociedad (véase la Figura 28). Son muchos los factores que continúan limitando la capacidad de detectar, atribuir y comprender el cambio climático actual y proyectar los cambios climáticos que podrían ocurrir en el futuro. Es necesario seguir trabajando en nueve aspectos generales.

G.1 Datos

Es preciso evitar que las redes de observación sigan decayendo en muchas partes del mundo. 

Si no se mejoran sustancialmente las redes, puede ser difícil o imposible detectar cambios climáticos en muchas zonas del planeta. 

Se debe ampliar la base de observación de los estudios del clima para obtener datos exactos y a largo plazo, con un alcance temporal y espacial más amplio. 

Dada la complejidad del sistema climático y la escala temporal multidecenal inherente a éste, es necesario disponer de datos coherentes y a largo plazo, en apoyo de las investigaciones y proyecciones sobre el cambio climático y ambiental. Se requieren datos del presente y del pasado reciente, así como datos de los últimos siglos y de los últimos milenios que guarden relación con el clima. Hay una particular escasez de información sobre las regiones polares, y de datos que permitan hacer evaluaciones cuantitativas de los fenómenos extremos a nivel mundial.

G.2 Los procesos climáticos y la modelización

Es necesario mejorar las estimaciones de las emisiones y concentraciones futuras de gases de efecto invernadero y aerosoles. 

Es particularmente importante que se perfeccione el cálculo de las concentraciones mediante su derivación de las emisiones de gases y en especial de aerosoles; que se encare de manera más eficaz la cuestión del secuestro de carbono y su ciclo biogeoquímico, y concretamente que se hagan progresos para determinar la distribución espacial y temporal de las fuentes y sumideros de CO2, actualmente y en el futuro.

Es preciso comprender y describir de manera más completa los procesos dominantes (como la mezcla en los océanos) y las retroacciones (p.ej., de las nubes y el hielo marino) en la atmósfera, la biota, la superficie de los continentes y los océanos, y las profundidades de los océanos. 

Estos subsistemas, fenómenos y procesos son importantes y merecen ser objeto de mayor atención para mejorar la capacidad de diagnóstico a nivel general. La combinación de la observación con los modelos será la clave del progreso. La rápida imposición de un sistema no lineal tiene grandes posibilidades de generar sorpresas. 

Debe hacerse un análisis más completo de los modelos de la variabilidad del clima a largo plazo. 

Este tema se plantea tanto en los cálculos de los modelos como en relación con el sistema climático. Es necesario aclarar mejor, en las simulaciones, la cuestión de las desviaciones climáticas dentro de los cálculos de los modelos, en parte porque esto aumenta la dificultad que existe para distinguir la señal del ruido. Con respecto a la variabilidad natural a largo plazo del sistema climático per se, es importante comprender esta variabilidad y ampliar la capacidad incipiente de predecir pautas de variabilidad organizada, como la del ENOA. Es necesario analizar en mayor profundidad el carácter probabilístico de los estados climáticos futuros mediante la preparación de múltiples conjuntos de cálculos de modelos. El sistema climático es un sistema caótico no lineal acoplado, que por ende no permite prede-cir con exactitud y a largo plazo los estados futuros del clima. En consecuencia, se debe centrar la atención en la predicción de la distribución probable de los posibles estados futuros del sistema mediante la generación de conjuntos de soluciones derivadas de los modelos.

Es preciso mejorar la integración jerárquica de modelos climáticos mundiales y regionales, poniendo el énfasis en mejorar la simulación de los impactos regionales y los fenómenos meteorológicos extremos.

Para ello será necesario mejorar la comprensión del acoplamiento entre los sistemas atmosféricos, oceánicos y terrestres más importantes, y hacer amplios estudios de diagnóstico con modelos y observaciones para evaluar las simulaciones y mejorar sus resultados. Es particularmente importante disponer del volumen suficiente de datos necesarios para abordar la cuestión de los cambios en los fenómenos extremos.

G.3 Aspectos relacionados con el ser humano

Es necesario establecer vínculos más estructurados entre los modelos climáticos físicos y biogeoquímicos y los modelos del sistema humano, y de esa manera sentar las bases de un estudio más amplio de las posibles relaciones causa-efecto-causa que unen a los componentes humanos y no humanos del sistema de la Tierra. 

Actualmente, la influencia humana en general se tiene en cuenta solamente en los escenarios de emisiones que ejercen forzamientos externos sobre el sistema climático. En el futuro será preciso contar con modelos más completos, en los que las actividades humanas deberán comenzar a interactuar con la dinámica de los subsistemas físicos, químicos y biológicos a través de una diversa gama de actividades, retroacciones y respuestas coadyuvantes.

G.4 El marco internacional

Es preciso acelerar los progresos en la comprensión del cambio climático en el plano internacional mediante el fortalecimiento del marco internacional necesario para coordinar los esfuerzos nacionales e institucionales, a fin de que los recursos existentes en materia de investigación, informática y observación puedan utilizarse en beneficio del más amplio interés general. 

Forman parte de este marco los programas internacionales auspiciados por el Consejo Internacional de Uniones Científicas (CIUC), la Organización Meteorológica Mundial (OMM), el Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente (PNUMA) y la Organización de las Naciones Unidas para la Educación, la Ciencia y la Cultura (UNESCO). Existe además una necesidad paralela de reforzar la cooperación con la comunidad de investigación internacional, ampliar la capacidad de investigación en muchas regiones y, al igual que el objetivo de la presente evaluación, describir eficazmente los adelantos de la investigación en términos que resulten adecuados para la adopción de decisiones.