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Curso: 2016

Materia: Climatología Facultad de Ciencias,

Docente: Verónica Martín-Gómez Universidad de la República

Licenciaturas: Geografía y Ciencias de la Atmósfera Montevideo, Uruguay

TEMA 1. EL SISTEMA CLIMÁTICO DE LA TIERRA

Objetivo: entender qué es el sistema climático, cuáles son sus componentes, cómo

interaccionan entre ellos y qué factores hacen que el funcionamiento del sistema climático

como un todo sea un problema complejo.

Contenidos:

1. Introducción al sistema climático. Conceptos de tiempo y clima.

2. Componentes del sistema climático.

2.1 Atmósfera

2.2 Hidrosfera

2.3 Criosfera

2.4 Litosfera

2.5 Biosfera

3. ¿Por qué se dice que el estudio del funcionamiento del sistema climático es un

problema complejo? Retroalimentaciones. Ejemplo particular del forzamiento de

la nubosidad.

1. Introducción al sistema climático de la Tierra. Conceptos de tiempo y clima.

Antes de empezar hablar sobre qué es el sistema climático, es necesario introducir los conceptos

de sistema y estado de un sistema. Un sistema es una entidad compuesta por diversos

componentes interconectados entre sí y que en conjunto funcionan como un todo. El estado de un

sistema es el conjunto de atributos físicos que caracterizan al sistema en un tiempo particular.

Tipos de sistemas:

Sistemas abiertos: son aquellos en los que se permite el intercambio tanto de materia

como de energía con el entorno.

Sistemas cerrados: son aquellos en los que se permite el intercambio de energía pero no

de materia con el entorno.

Sistemas aislados: son aquellos en los que no se permite el intercambio ni de materia ni

de energía con el entorno.

Sistemas adiabáticos: no permiten el intercambio de materia ni el de energía en forma de

calor con el entorno, pero si permiten el intercambio de energía en forma de trabajo.

Teniendo en cuenta las definiciones anteriores, se el sistema climático se define como una

entidad compuesta por cinco componentes interactuantes entre sí (atmósfera, hidrosfera,

criosfera, litosfera y biosfera) que, en conjunto, funcionan complejamente como un todo (ver

Figura 1.1). El sistema climático en general se asume como un sistema cerrado, pues permite la

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existencia de un flujo de energía con el espacio pero no un intercambio de materia (Chapter 2.1,

Peixoto and Oort, 1992).

Como veremos en la sección 2, la naturaleza de cada uno de los componentes del sistema

climático es muy diferente en cuanto a su composición, propiedades físicas, estructura y

comportamiento, pero aun así, todos ellos están interconectados entre sí a través de flujos de masa,

energía y momento. De este modo, cada uno de los componentes del sistema climático representa

un “subsistema” abierto que puede interaccionar con el resto de agentes externos (con el resto de

componentes del sistema climático) a través del intercambio de energía, materia y momento.

Llegados a este punto y antes de empezar a describir cada uno de los componentes del sistema

climático, es conveniente hacer una clara distinción entre lo que se entiende por tiempo y por

clima. El tiempo se refiere al estado de la atmósfera en un cierto instante y lugar dado

(precipitaciones, nubosidad, vientos, temperatura, humedad). El tiempo se encuentra en continuo

cambio presentando una evolución diaria asociada al pasaje de sistemas sinópticos. Sin embargo,

por clima se entiende al comportamiento promedio de la atmósfera durante un periodo temporal

lo suficientemente prolongado. Cuando se habla de “promedio temporal”, esos promedios pueden

oscilar desde meses hasta 106 años (dependiendo de la escala temporal de estudio), aunque en

general se toman promedios a los largo de 30 años. El clima es consecuencia de las complejas

interacciones entre los diversos componentes del sistema climático. La descripción del mismo se

lleva a cabo a través del cálculo de promedios de variables como la temperatura, la precipitación,

la humedad, cobertura nubosa etc., así como del uso de algunas medidas de variabilidad de estas

variables.

Figure 1.1. Componentes del sistema climático.

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En términos generales, la evolución del clima está modulada por dos tipos de factores: externos e

internos. Los factores externos se puede subdividir en dos grupos: (a) naturales: como pueden ser

cambios en la irradiancia solar, en los parámetros orbitales terrestres, erupciones volcánicas,

contraste océano-continente, topografía; y (b) antropogénicos: aquellos que están relacionados

con los cambios que la actividad humana puede introducir en la composición de la atmósfera, las

características de la superficie… Finalmente, los factores internos son aquellos que se encuentran

asociados a inestabilidades e interacciones no lineales (mecanismos de realimentación) entre los

distintos componentes del sistema climático.

2. Componentes del sistema climático.

2.1 Atmósfera

La atmósfera es una fina envoltura gaseosa que rodea la Tierra. A pesar de que su espesor es muy

pequeño en comparación con el radio del planeta (si la Tierra fuese una pelota de playa, su

atmósfera vendría a ser una capa con un espesor igual al grosor de un papel), es el componente

principal del sistema climático. La atmósfera terrestre presenta varias funciones: por un lado actúa

como un escudo protector de los rayos ultravioletas del sol y, por otro lado, como una especie de

manta que “atrapa el calor” manteniendo la superficie de la Tierra en condiciones habitables.

El 99% de su masa se encuentra en los primeros 30km de altura. Su composición química,

detallada en la Tabla 1.1, es determinante en la transferencia de energía radiativa, y por lo tanto,

en el balance de energía global del planeta. Observando la Tabla 1.1, el 99% del aire seco lo

constituyen el Nitrógeno (78%) y el Oxígeno (21%). Los siguientes componentes más abundantes

son el Argón (0.93%), Neón (0.0018%) y Helio (0.0005%). Mientras que las proporciones de

todos estos gases permanecen aproximadamente constante a lo largo del tiempo, existen otros

componentes minoritarios (vapor de agua, dióxido de carbono, metano, ozono, dióxido de

nitrógeno, CFCs) cuyas concentraciones son variables tanto espacial como temporalmente. En el

caso del agua, su concentración varía entre el 0 - 4% y, junto con el dióxido de carbono, suponen

los dos gases efecto invernadero más importantes del sistema climático.

Tabla 1.1. Composición química de la atmósfera. Fuente: Capítulo 1, Arhens

Finalmente, la atmósfera es el componente del sistema climático con menor tiempo de respuesta

ante un forzamiento dado. Ello está asociado a su bajo calor específico y densidad en comparación

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con el resto de componentes del sistema climático. Ese tiempo de respuesta es del orden de días

o semanas (Chapter 2.3; Peixoto and Oort, 1992). En el tema 2 del curso, veremos más en

profundidad la atmósfera, sus propiedades, estructura y composición.

2.2 Hidrosfera

La hidrosfera está formada por toda el agua líquida que se encuentra en la Tierra, incluyendo los

océanos, lagos, ríos, mares y aguas subterráneas. De todos los componentes que constituyen la

hidrosfera, el más importante para el clima son los océanos. Dicha importancia nace de la

conjunción de dos factores: (1) 2/3 de la superficie del planeta está representada por los océanos,

lo cual quiere decir que hay una gran cantidad de masa acuosa, y (2) el alto calor específico que

caracteriza al agua (para incrementar un grado la temperatura de un kg de agua, el océano tienen

que absorber una gran cantidad de energía). Estos dos factores convierten a los océanos en un

gran reservorio de energía que actúa regulando la temperatura del planeta. A su vez, el océano

representa un importante sumidero de CO2.

Por otro lado, al tener mayor densidad que la atmósfera, los movimientos en el océano son más

lentos y los tiempos de respuesta ante un forzamiento dado son mayores. Los movimientos en el

océano se generan por arrastre del viento, o por desigualdades en densidad y temperatura entre

diferentes latitudes. Las corrientes oceánicas transportan parte del calor ganado en latitudes bajas

hacia las medias y las altas. El tiempo de respuesta de los océanos varía desde semanas a meses

para la capa más superficial del océano, y desde siglos o milenios para capas más profundas.

Los parámetros físicos que caracterizan al océano son la temperatura, salinidad y densidad.

Salinidad

La salinidad representa el contenido de sales minerales disueltas en agua. Se puede medir en PSU

(practical salinity units), en partes por mil (ppt), partes por millón (ppm) o partes por billón (ppb).

El valor promedio de la salinidad de los océanos es de 35ppt. Los principales componentes del

agua del mar para una salinidad de 35 ppt aparecen indicados en la Tabla 1.2.

Tabla 1.2. Concentraciones de los principales componentes del agua del mar para una salinidad

de 35ppt. Fuente: Capítulo 1, Hartmann.

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Los factores de los que depende la salinidad son la evaporación, la precipitación y la formación

de hielo marino, el deshielo y/o la escorrentía de agua dulce. Mientras que la evaporación y la

formación de hielo marino incrementan la salinidad, las precipitaciones, la escorrentía de agua

dulce y el deshielo tienden a disminuirla. En general, aquellas regiones del planeta en las que la

evaporación es mayor que la precipitación, la superficie del océano es más salina que aquellas en

las que la precipitación excede a la evaporación. Mientras que el primero de los casos

(evaporación > precipitación) es lo que tiene lugar en los trópicos (alrededor de los 20ºN, 20ºS

aproximadamente), el segundo de ellos (precipitación > evaporación) tiene lugar

fundamentalmente en el ecuador y latitudes altas. Este resultado se encuentra íntimamente ligado

a la circulación general de la atmósfera (ver Figura 1.3), la cual estudiaremos con más profundidad

en el tema 6.

Figura 1.2. Salinidad superficial en los océanos.

La Figura 1.2 muestra la salinidad de la superficie del océano. Principales características de la

misma:

i. En general, la salinidad en la superficie del océano oscila entre los (32 - 37) PSU (aunque

pueden existir regiones en las que se alcancen los 42PSU como es el caso del Mar Rojo,

u 8 PSU como es el caso del Mar Báltico).

ii. Las regiones de mayor salinidad se encuentran en los trópicos, donde el balance

evaporación menos precipitación es positivo (ver Figura 1.4), y las de menor salinidad

sobre el ecuador y en latitudes altas, donde el balance evaporación menos precipitación

es negativo (ver Figura 1.4).

iii. La cuenca más salina es la del Atlántico. En esta cuenca la evaporación es mucho más

intensa que la precipitación. En el caso del Pacífico, la precipitación toma valores más

intensos en relación a la evaporación, por ello es menos salado.

iv. Las plumas de los ríos influyen en la salinidad de los océanos caracterizándolos por

valores muy bajos de salinidad a nivel local allá donde se encuentran las desembocaduras.

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Figure 1.3 Esquema de la circulación general de la atmósfera.

Figura 1.4 Balance global evaporación menos precipitación.

Temperatura

La figura 1.5 muestra el valor medio de la temperatura de la superficie del océano. Se

puede ver que las temperaturas alcanzan sus valores máximos cerca del ecuador y que

su magnitud disminuye gradualmente conforme nos acercamos a los polos. Esta

distribución de temperaturas está relacionada con la cantidad de radiación solar que

incide en la superficie de la tierra en función de la latitud (mayor latitud, menor radiación

solar). Así mismo, se puede apreciar que no existe una simetría zonal en las temperaturas

de la superficie. Como veremos en el tema de circulación general de la atmósfera (tema

6), esto se encuentra relacionado con los vientos en superficie.

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Figura 1.5. Distribución de temperaturas de la superficie del océano.

Fuente: Capítulo 2, Wallace and Hobbs.

Por otro lado, la temperatura del océano generalmente decrece con la profundidad. En

superficie las temperaturas son muy próximas a las del aire pero su magnitud disminuye

conforme aumenta la profundidad hasta alcanzar valores cercanos al punto de

congelación en el océano profundo (ver Figura 1.6).

Figura 1.6. Media anual del perfil de temperaturas para varias latitudes.

Fuente: Capítulo 1, Hartmann.

Densidad

La densidad del agua del mar depende de la temperatura, salinidad y de la presión. Su

dependencia con la salinidad (temperatura) es tal que un aumento del contenido de sales

conlleva un incremento (disminución) de la densidad. La dependencia con la presión es

bastante menor que en el caso de los gases, pero aún así, un incremento de la presión

estaría asociado con un incremento de la densidad.

Finalmente, la atmósfera y los océanos están fuertemente acoplados a través de intercambios de

energía, materia y momento en la interfaz atmósfera-océano. Por poner unos ejemplos: el

intercambio de masa océano atmósfera se produce a través de la evaporación de agua. Ese

vapor de agua posteriormente consensará en la atmósfera liberando energía en forma de calor

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latente (flujo de energía océano atmósfera), el cual representa parte de la energía necesaria

para el desarrollo del ciclo hidrológico. Por el contrario, la precipitación del agua representa un

flujo de materia atmósfera océano. El estrés que ejercen los vientos sobre la superficie de

océano dirigiendo las corrientes más superficiales del mismo representa una transferencia de

momento de la atmósfera océano.

2.3 Litosfera

La litosfera está formada por los continentes (cuya orografía influye en los movimientos

atmosféricos) y el fondo marino (cuya topografía afecta a los movimientos oceánicos).

Excluyendo la capa más superficial, en la que la temperatura y el contenido de agua pueden variar

en respuesta a fenómenos atmosféricos y oceánicos, los tiempos de respuesta de la litosfera son

los más largos de todas las componentes del sistema climático, por lo que generalmente se les

considera invariantes.

Su interacción con la atmósfera es notable, pues intercambia con ella masa, momento angular,

calor sensible y da lugar a la disipación de energía cinética. Ejemplos de interacción atmósfera

litosfera:

La transferencia de masa ocurre en forma de vapor de agua, lluvia, nieve y, en menor

grado, en forma de partículas y polvo. Los volcanes arrojan materia y energía desde la

litosfera hacia la atmósfera, incrementando la turbiedad del aire. Las partículas y los

sulfuros eyectados por los volcanes podrían condensar en la estratosfera y formar

aerosoles, los cuales tienen un papel importante en el balance radiativo del planeta. La

lluvia y la nieve representarían una transferencia de masa desde la atmósfera a la

litosfera.

La disipación de energía cinética está asociada al efecto de rozamiento con la superficie

continental. En de la atmósfera, la fricción es importante dentro de la capa límite

(primeros 1500m de altura aproximadamente).

Un ejemplo de transferencia de energía entre la litosfera y la atmósfera es aquella que se

da en forma de calor sensible. Al calentarse la superficie continental como consecuencia

de la absorción de radiación solar, adquiere una temperatura mayor que la del aire

atmosférico en contacto con ella. Como consecuencia, se establece un flujo de calor

desde la superficie hacia la atmósfera y, a ese flujo de calor, se le conoce como flujo de

calor sensible.

También existe una interacción entre la litosfera y la hidrosfera. Esa interacción se lleva a cabo

mediante la transferencia de momento a través de torques entre océanos y continentes.

Finalmente, la litosfera también es importante a la hora de establecer el balance energético. Las

características del suelo influyen mucho al albedo (ver Figura 1.7), el cual representa el porcentaje

de radiación solar reflejada con respecto a la total incidente. La humedad superficial también

afecta al balance energético en superficie. Suponiendo dos superficies del mismo material, aquella

que se encuentra en condiciones secas alcanza una mayor temperatura que aquella que se

encuentra húmeda. Esto es así porque cuando tenemos una superficie húmeda, la radiación solar

primero se invierte en evaporar el agua y después en calentarla (es decir, no toda la energía solar

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incidente se invierte en calentar la superficie). La humedad superficial también afecta a la

conductividad térmica.

Figura 1.7. Albedo en % de las distintas superficies dentro del sistema climático.

2.4 Criosfera

La criosfera comprende todas las masas de hielo (continental y marino) y nieve situadas sobre la

superficie de la Tierra (todo el hielo de Groenlandia, de la Antártida, glaciares continentales, nieve

y permafrost). Su influencia directa sobre el sistema climático se debe a la gran reflectividad de

la radiación solar incidente (alto albedo), y la baja conductividad térmica. Tanto el hielo como la

nieve actúan como aislantes de las superficies continentales y acuosas que se encuentran por

debajo de ellas, previniéndolas de la pérdida de calor hacia la atmósfera.

Las variaciones de la extensión continental de hielo son lentas como para producir variaciones en

el clima a escala estacional e interanual. Dichas variaciones juegan un rol muy importante en los

cambios climáticos a escalas de decenas de miles de años, tales como los periodos glaciales e

interglaciales que tuvieron lugar durante el Pleistoceno.

2.5 Biosfera

La biosfera está formada por la fauna y la flora continental y oceánica. La flora continental altera

la rugosidad superficial, el albedo, la evaporación y la escorrentía. Además, la biosfera influye en

el balance de dióxido de carbono en la atmósfera y océanos a través de la fotosíntesis, la

respiración animal y todas las emisiones de CO2 asociadas a las actividades del ser humano.

De todos los componentes del sistema climático, los procesos atmosféricos desempeñan el papel

principal determinando las propiedades fundamentales del clima, tales como la distribución de

temperaturas y del agua en la superficie del planeta. Pero aunque la atmósfera sea el componente

más importante del sistema climático, el resto de componentes también influyen en el clima. Si

no fuera por el gran almacenamiento de calor por parte del océano durante el verano, la variación

estacional de la temperatura sobre los continentes en latitudes medias y altas sería mucho mayor

que la observada. Si no fuera por la existencia de vegetación, la temperatura diaria máxima en

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verano sería más elevada. El afloramiento de aguas profundas asociado a los vientos en la zona

ecuatorial este del Pacífico hace que las aguas en superficie sean lo suficientemente frías como

para que el medio sea habitable para los Pingüinos de las Galapagos aun estando en latitudes

ecuatoriales.

Estos son sólo unos pocos ejemplos de cómo el clima no sólo depende de procesos atmosféricos

sino que también de procesos que involucran otros componentes del sistema climático.

3 ¿Por qué se dice que el estudio del funcionamiento del sistema climático es un problema

complejo? Retroalimentaciones. Ejemplo particular del forzamiento de la nubosidad.

Retomemos por un momento la definición de sistema climático. Habíamos dicho que: “el sistema

climático es una entidad compuesta por cinco componentes interactuantes (atmósfera,

hidrosfera, criosfera, litosfera y biosfera) que, en conjunto, funcionan complejamente como

un todo”. Hasta ahora, lo que hemos descrito han sido los componentes del sistema climático y

hemos puesto algunos ejemplos de cómo pueden interaccionar entre sí. Pero, ¿a qué nos referimos

cuando decimos que el sistema climático “funciona complejamente como un todo”?, ¿por qué el

estudio del sistema climático (y por lo tanto, del clima) es un problema complejo?

El estudio del sistema climático es un problema complejo por la existencia de tres factores:

(1) La existencia de inestabilidades internas dentro de los componentes del sistema climático.

Un ejemplo: Las variaciones estacionales o diarias del clima están claramente

relacionadas con forzamientos astronómicos externos (rotación y traslación de la Tierra).

Pero hay variaciones del tiempo día a día que tienen lugar independientemente de si hay

o no cambios en el forzante externo. Esas fluctuaciones irregulares con escalas de tiempo

de días o semanas están asociadas al pasaje de perturbaciones atmosféricas (borrascas,

anticiclones) o al pasaje de sistemas frontales. Ambos casos son el resultado de una

inestabilidad interna de la atmósfera conocida como inestabilidad baroclínica.

(2) Las interacciones entre los diferentes componentes del sistema climático son no lineales.

(3) Los diferentes tiempos de respuesta de cada uno de los elementos del sistema climático

hacen que esos mecanismos no lineales de interacción existan en diferentes escalas de

tiempo.

Ahora bien, ¿qué se entiende por interacción no lineal?

Se dice que una interacción es no lineal cuando el resultado de la misma realimenta a la propia

perturbación que generaba la interacción, amplificándola o inhibiéndola. Esas realimentaciones

(feedbacks) pueden ser:

Positivas: cuando el resultado de la interacción es una amplificación de la perturbación.

Negativas: cuando el resultado de la interacción es una disminución de los efectos de la

perturbación.

Para entender mejor qué son las retroalimentaciones veámoslo con un par de ejemplos (Figuras

1.8 y 1.9). En la Figura 1.8 se representa una retroalimenta positiva para el caso del vapor de agua.

En ella se puede ver que un incremento de la evaporación del agua de los océanos tendría asociado

un incremento de la concentración de vapor de agua en la atmósfera. Pero al ser un gas efecto

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invernadero, una mayor concentración de vapor de agua incrementaría la temperatura del planeta,

lo cual a su vez favorecería el incremento de nuevo de la evaporación del agua de los océanos. En

este ejemplo, se ve claramente como tras la interacción, la perturbación original (incremento de

la evaporación de los océanos) se ve amplificada. A este tipo de mecanismo se le conoce como

retroalimentación positiva (feedback positivo).

Por el contrario, en la Figura 1.9 se representa una retroalimentación negativa del vapor de agua.

En ella se puede ver que un incremento de la evaporación del agua del mar produce un incremento

de la concentración de vapor de agua en la atmósfera. Este incremento podría tener asociado un

aumento de la cobertura nubosa, y por tanto, del albedo (radiación solar reflejada directamente

hacia el espacio). La disminución en la cantidad de radiación solar que llega a la superficie de la

Tierra se traduce en una disminución de la temperatura global, cosa que tendería a mitigar la

evaporación del agua de los océanos. En este caso se puede ver claramente como la perturbación

original (incremento de la evaporación del agua del mar) se ve mitigada tras la interacción.

Figura 1.8. Retroalimentación positiva del vapor de agua (interacción atmósfera-hidrosfera).

Aumento de la evaporación

Aumento de la concentración de vapor de agua en la atmósfera (gas

efecto invernadero)

Aumento de la temperatura

global

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Figura 1.9. Retroalimentación negativa del vapor de agua en la atmósfera (interacción atmósfera

– hidrosfera). **Cuidado, éste feedback en realidad depende del tipo de nube, como se explicará

a continuación.

A su vez, aunque en el ejemplo anterior vimos que un incremento de la nubosidad está relacionado

con una disminución de la temperatura global como consecuencia de un aumento del albedo, esto

no es estrictamente así siempre, sino que depende del tipo de nube. En líneas generales, las nubes

presentan dos funciones básicas dentro del sistema climático (Capítulos 10.3, Wallace and

Hobbs):

(a) Reflejar una fracción de radiación solar que en un principio sería absorbida por la Tierra

(enfriamiento global).

(b) Contribuir al efecto invernadero absorbiendo la radiación emitida por la superficie de la

Tierra (calentamiento global).

Mientras que a través de (a) la nubosidad actúa induciendo un enfriamiento global del planeta,

mediante (b) actúa induciendo un calentamiento. Ahora bien, estas dos funciones van a coexistir

al mismo tiempo dentro de la nube y, dependiendo de cuál de las dos sea la de mayor peso, la

presencia de nubosidad contribuirá al calentamiento o enfriamiento del planeta. La importancia

relativa de una u otra va a depender de la altura de la nube y del espesor de la misma:

(1) Para el caso de nubes altas (nubes muy delgadas ubicadas por encima de los 6000m de

altura en la alta troposfera), como pueden ser los cirrus, el factor de mayor peso es el de

la contribución al efecto invernadero. Estas nubes tenderían a calentar el planeta porque

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al ser tan delgadas reflejan muy poca radiación solar (bajo albedo) y sin embargo,

capturan parte de la emisión de radiación de onda larga por parte de la Tierra.

(2) Para el caso de nubes bajas (estratos y estratocúmulos), el efecto del albedo es mucho

mayor que el de la absorción de radiación emitida por la tierra, por lo que tenderían a

producir un enfriamiento de la temperatura del planeta. Estas nubes tienden a ocurrir en

regiones de subsidencia, donde la estratificación de la atmósfera es estable.

(3) Para el caso de los sistemas convectivos (cumulonimbos), los dos efectos tienden a

cancelarse, pues al presentar un gran desarrollo vertical, no sólo presentan un alto albedo

sino que también absorben gran cantidad de radiación emitida por la tierra. Estas nubes

están asociadas a la convección en los trópicos.

Figura 1.10. Esquema de las dos posibles vías del feedback de la nubosidad.

Si supiésemos, por ejemplo, que ante un calentamiento global se incrementaría la cobertura

espacial de estratocúmulos, entonces estas nubes constituirían una retroalimentación negativa

disminuyendo la temperatura global del planeta. Sin embargo, si esa cobertura tendiese a

disminuir ante un calentamiento global, estas nubes constituirían una retroalimentación positiva.

A día de hoy no está claro cuánto y en qué sentido cambiaría la cobertura espacial de las nubes

en respuesta a un calentamiento global (Capítulos 10.3, Wallace and Hobbs).

Las dos retroalimentaciones mostradas en las Figuras 1.8 y 1.9 representan dos formas de

interaccionar que tienen lugar, en este caso, entre la atmósfera y los océanos. Sin embargo, en el

sistema climático existen muchos más mecanismos de realimentación entre los componentes del

sistema climático que están teniendo lugar en el mismo instante y dentro de una amplia gama de

escalas espacio - temporales. Éste es uno de los factores que complejiza la tarea de atribución

causa – efecto en los procesos que tienen lugar dentro del sistema climático.

Resumiendo, el sistema climático se puede entender como un ente constituido por cinco

componentes (atmósfera, hidrosfera, criosfera, litosfera y biosfera) que interaccionan entre sí a

través de procesos físicos complejos y no lineales que involucran flujos de energía, materia y

momento, y que dan lugar a la aparición de mecanismos de realimentación (feedbacks). El hecho

de que los tiempos de respuesta de cada uno de los componentes del sistema climático sean

diferentes, hace que el sistema climático se considere como un sistema en continuo cambio con

partes del sistema liderando y otras actuando con un retraso temporal. La alta no linealidad de las

interacciones aparece en muchas escalas espacio-temporales, haciendo que cada uno de los

subsistemas del sistema climático no se encuentren siempre en equilibrio con respecto a los otros.

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Por tanto, el hecho de que el estudio del sistema climático se considere como un problema de

extrema complejidad radica en: (1) la existencia de interacciones altamente no lineales entre los

distintos componentes del sistema climático, (2) esos mecanismos no lineales aparecen en una

amplia gama de escalas temporales como consecuencia de los distintos tiempos de respuesta de

los componentes del sistema climático, y (3) la existencia de inestabilidades internas.

Referencias

Peixoto, J. P., & Oort, A. H. (1992). Physics of climate. Capítulo 2, secciones 2.1 y 2.3.

Ahrens, C. D. (2012). Meteorology today: an introduction to weather, climate, and the environment.

Cengage Learning.Capítulo 1

Wallace, J. M., & Hobbs, P. V. (2006). Atmospheric science: an introductory survey (Vol. 92). Academic

press. Capítulo 10. Sección 10.3.2(b).

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