Objectivo CO2

Segundo, así como se pueden inferir muchos forzantes de registros paleo climáticos (los más notables son las burbujas de gases de invernadero atrapadas en los corazones de hielo), muchos otros no se pueden inferir. La distribución de aerosoles de sulfato es incierta aún hoy, y en el último período glacial máximo, es casi completamente libre. Esto se debe en gran parte a la heterogeneidad de su distribución y hay problemas similares con el polvo y la vegetación. En cierto sentido, es la disponibilidad de adecuados registros de forzantes lo que dictamina qué tipo de sensibilidad se puede deducir de éstos. La eficacia de los distintos forzantes es más sutil, en especial aquellos que tienen marcas regionales diferentes, lo cual hace más difícil la suma de diversas condiciones que podrían ser de importancia en cualquier momento específico.

Por último, pero no por ello menos importante, el Sistema de Sensibilidad Terrestre no es estable a lo largo del tiempo geológico. Se hace muy difícil decir en cuánto podría variar, pero por ejemplo, es muy claro que desde el Plioceno al Cuaternario, los últimos ̴ 2,5 millones de años de ciclos de glaciación, el clima se ha vuelto más sensible a los forzantes orbitales. Por lo tanto, es concebible, pero no probado, que cualquier sensibilidad climática derivada de la paleo climatología, al final de cuentas, no se aplicaría para el futuro.

Hemos examinado frecuentemente la limitación de la sensibilidad de Charney para el último período glacial máximo. Se tiene información sobre los gases de invernadero (CO2, CH4 y N2O), se reconstruyeron cambios en las capas de hielo y la vegetación, y se han estimado forzantes de polvo. Recientemente, se ha estimado que la magnitud de estos forzantes es de alrededor de 8 +/- 2 W/m2 (Schneider von Deimling et al, 2006). Esto implícitamente incluye otros cambios en los aerosoles y en la química atmosférica junto con la sensibilidad o equivalentes, asumiendo que los cambios son insignificantes. De modo que, con un cambio de temperatura de entre 5 y 6°C, se obtiene una sensibilidad de Charney de alrededor de 3°C, que va desde 1.5 a 6°C si se hacen las sumas de incertidumbre.

Hansen sugiere que los cambios producidos por el polvo también deben ser considerados como un mecanismo de retroalimentación rápido (¿Podrían también considerarse como retroalimentación rápida los cambios en el CH4?) y esto ciertamente tiene sentido si se incluyen los cambios producidos por la vegetación en la ecuación de retroalimentación. Debido a que todos estos forzantes del último período glacial máximo (LGM, por sus siglas en inglés) son iguales (ejemplo: son todas realimentaciones positivas para el cambio de temperatura a largo plazo), ello implica que la sensibilidad del Sistema Terrestre debe ser mayor a la sensibilidad de Charney en estas escalas temporales, y para el presente período geológico. Hasta aquí, todo bien.

La primera estimación de Hansen de la sensibilidad del Sistema Terrestre se basa en la suposición de que los cambios en los gases de invernadero (Green House Gases, GHG por sus siglas en inglés) controlan la cantidad de hielo a largo plazo. Esto implica una suba de 6°C para una duplicación del CO2. Sin embargo, esto es problemático por dos razones; la primera es que el poder en esta relación proviene de la época en que había grandes capas de hielo en América del Norte y Europa. Es concebible que, ahora que solo tenemos grandes capas de hielo en Groenlandia y en la Antártida, la sensibilidad de la temperatura en las capas de hielo sea menor. La segunda razón incluye la naturaleza especial del forzante orbital: grandes impactos regionales y estacionales, pero muy poco impacto en el promedio global de radiación. Las estimaciones de Hansen asumen que un enfriamiento global de la misma magnitud que del último LGM produciría la misma cantidad de hielo que había entonces. Este podría ser el caso, pero no es prioritariamente obvio que así será. Hansen reconoce éste problema, y sugiere una segunda limitación basada en cambios a mayor plazo.

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