RT.3.5 Perspectiva paleoclimática
Los estudios paleoclimáticos utilizan mediciones de cambios pasados derivados de temperaturas de perforación, cambios en el agua de poros del sedimiento oceánico y cambios en la magnitud de los glaciares, así como mediciones representativas de cambios en las pautas químicas, físicas y biológicas que reflejan cambios pasados del ambiente donde crecieron o existieron los indicadores indirectos. Los estudios paleoclimáticos se apoyan en representaciones múltiples, por tanto, los resultados se pueden comprobar de manera cruzada y se pueden interpretar mejor las incertidumbres. En la actualidad se admite y comprueba que muchos organismos biológicos (por ejemplo, árboles, corales, plancton, animales) modifican la dinámica de su crecimiento y/o población como respuesta al cambio climático. Estos cambios climáticos inducidos se encuentran bien registrados en el crecimiento pasado de una especie viva y muerta (fósil) o conjunto de organismos. Se utilizan redes de cronologías de amplitud y densidad de los anillos arbóreos para deducir los cambios de temperaturas pasadas según la valoración de los datos importantes que coinciden temporalmente. A pesar del uso frecuente de estos métodos, existen dudas acerca de la distribución de mediciones disponibles, cuán bien analizan el planeta, y aspectos tales como hasta qué grado de parcialidad espacial y temporal tienen los métodos o diferencias aparentes en relación con el cambio climático actual. {6.2}
Es muy probable que la temperatura media del HN durante la última mitad del siglo XX fue más cálida que durante otro período de 50 años en los últimos 500 años y probablemente la más cálida en al menos los últimos 1.300 años. Los datos que respaldan estas conclusiones son más extensos en zonas terrestres extratropicales de verano (sobre todo para el período de tiempo más largo; véase Gráfico RT.20). Estas conclusiones se basan en datos representativos tales como la amplitud y densidad de los anillos arbóreos, la composición isotópica de varios elementos en el hielo o la composición química de una banda de crecimiento en los corales, que se necesitan analizar para extraer información sobre temperatura así como las incertidumbres asociadas. Entre las incertidumbres clave está que la temperatura y precipitaciones son difíciles de separar, o representan estaciones específicas en lugar de años completos. En la actualidad existen datos perfeccionados y ampliados a partir del TIE, que incluyen, por ejemplo, mediciones en un mayor número de sitios, análisis perfeccionados de los datos de la temperatura de poro de sedimento y análisis más completos de glaciares, corales y sedimentos. Sin embargo, los datos paleoclimáticos son más escasos que el registro instrumental a partir de 1850 en espacio y tiempo de modo que se emplean métodos estadísticos para calcular promedios mundiales, que también están sujetos a incertidumbres. Los datos actuales están demasiado limitados, por lo que no permiten realizar una evaluación similar de las temperaturas del HS antes del período de datos instrumental. {6.6, 6.7}
Algunos estudios después del TIE indican una mayor variabilidad multicentenaria del HN que la mostrada en el TIE, debido a las representaciones particulares utilizadas y a los métodos estadísticos específicos de procesamiento y/o ajuste para representar temperaturas del pasado. La variabilidad adicional implica condiciones más frías, principalmente del siglo XII al XIV y del XVII al XIX. Estas variabilidades probablemente se relacionan con forzamientos naturales debido a erupciones volcánicas y/o actividad solar. Por ejemplo, las reconstrucciones indican una disminución de la actividad solar y un aumento de la actividad volcánica en el siglo XVII comparada con las condiciones actuales. Una reconstrucción sugiere condiciones un poco más cálidas en el siglo XI que aquellas indicadas en el TIE, pero sin las incertidumbres citadas en el TIE. {6.6}
El registro de CO2 del núcleo de hielo durante el último milenio muestra una restricción adicional sobre la variabilidad climática natural. Las amplitudes de los cambios de temperatura preindustriales decenales del HN tomadas de reconstrucciones representativas (<1°C) se corresponden ampliamente con el registro de CO2 del núcleo de hielo y la comprensión de la fuerza del retroefecto del ciclo del carbono-clima. En la Antártida, el CO2 atmosférico y la temperatura se modificaron conjuntamente durante los últimos 650.000 años. Los datos disponibles sugieren que el CO2 actúa como amplificador del retroefecto {6.4, 6.6}
Hay pruebas de los cambios en los glaciares en los datos holocénicos, pero se deben a procesos diferentes al retroceso de finales del siglo XX. Los glaciares de varias montañas del HN se retiraron debido al calentamiento regional forzado orbitalmente, que ocurrió hace aproximadamente entre 11.000 y 5.000 años, y eran más pequeños que a finales del siglo XX (o incluso no existían) en épocas anteriores a hace 5.000 años. El actual retroceso casi mundial de los glaciares de montañas no se debe a la misma causa porque la disminución de la insolación de verano de los últimos cientos de años en el HN debió de favorecer la formación de glaciares. {6.5}
Los datos paleoclimáticos muestran pruebas de cambios en muchos climas regionales. La fuerza y frecuencia del fenómeno ENSO se modificó en climas del pasado. Existen pruebas de que la fuerza de los monzones asiáticos y la cantidad de precipitaciones puede cambiar abruptamente. El registro paleoclimático de África septentrional y oriental y de América del Norte indican que las sequías que duran de decenios a siglos son una característica recurrente de los climas de estas regiones, de modo que las sequías recientes en América del Norte y África septentrional no son inauditas. Los conjuntos de datos paleoclimáticos individuales decenales sustentan la existencia de una variabilidad climática regional cuasi-periódica, pero resulta improbable que esas señales sean coherentes a escala mundial. {6.5, 6.6}
Pruebas contundentes de datos de sedimentos oceánicos y de modelos vinculan los cambios climáticos abruptos durante el último período glacial y la transición glacial-interglacial, a cambios en la circulación del Océano Atlántico. La interpretación actual propone que la circulación oceánica se puede volver inestable y cambiar con rapidez cuando se cruzan umbrales críticos. Estas situaciones afectaron a las temperaturas en hasta 16°C en Groenlandia e influyeron en las pautas tropicales de lluvia. Estas situaciones se asociaron probablemente con una redistribución del calor entre el HN y el HS en vez de asociarla con cambios en la temperatura media mundial. Tales sucesos no se han observado durante los últimos 8.000 años. {6.4}
Las mejoras de la capacidad de los modelos climáticos actuales para simular condiciones climáticas pasadas fortalecen la confianza en el conocimiento del cambio climático pasado y los cambios en el forzamiento orbital. El Último Máximo Glacial (UMG; la última “era glacial” ocurrió hace aproximadamente hace 21.000 años) y el Holoceno medio (hace 6.000 años) diferían del clima actual no debido a una variabilidad aleatoria, sino debido a la alteración de forzamientos estacionales y mundiales vinculados a diferencias conocidas en la órbita de la Tierra (véase el Recuadro RT.6). Retroefectos biogeoquímicos y biogeofísicos amplificaron la respuesta a los forzamientos orbitales. Las comparaciones entre las condiciones simuladas y las reconstruidas en el UMG demuestran que los modelos capturan los rasgos amplios de cambios deducidos de la temperatura y las pautas de las precipitaciones. Durante el Holoceno medio, los modelos climáticos acoplados pueden simular un calentamiento de latitud media y monzones incrementados, con poco cambio en la temperatura media mundial (< 0,4°C), que se corresponde con nuestro conocimiento del forzamiento orbital. {6.2, 6.4, 6.5, 9.3}
Recuadro RT.6: Forzamiento orbital
Los cálculos astronómicos demuestran que los cambios periódicos en las características de la órbita de la Tierra alrededor del Sol controlan la distribución estacional y latitudinal de la radiación solar incidente en la cima de la atmósfera (de aquí en adelante llamada ‘insolación’). Los cambios pasados y futuros de la insolación se pueden calcular durante varios millones de años con un nivel de confianza alto. {6.4}
La precesión se refiere a cambios en el tiempo del año cuando la Tierra está más cercana al Sol, con una cuasi-periodicidad de aproximadamente 19.000 y 23.000 años. Como resultado, los cambios en la posición y duración de las estaciones en la órbita modulan con fuerza la distribución por latitud y estación de la insolación. Los cambios de estación de la insolación son mucho mayores que los cambios medios anuales y pueden alcanzar 60 W m–2 (Recuadro RT.6, Gráfico 1).
La oblicuidad (inclinación) del eje de la Tierra varía entre aproximadamente 22° y 24,5° con dos cuasi-periodicidades vecinas de aproximadamente 41.000 años. Los cambios en la oblicuidad modulan los contrastes de las estaciones así como los cambios de insolación media anual con efectos opuestos en latitudes bajas y altas (y por tanto sin efecto sobre la insolación media mundial) {6.4}.
La excentricidad de la órbita de la Tierra alrededor del Sol tiene mayores cuasi-periodicidades en 400.000 años y aproximadamente 100.000 años. Solamente los cambios de la excentricidad redujeron los impactos sobre la insolación debido a los cambios pequeños resultantes en la distancia entre el Sol y la Tierra. Sin embargo, los cambios en la excentricidad interactúan con los efectos de las estaciones inducidos por la oblicuidad y precesión de equinoccios. Durante períodos de excentricidad baja, tales como hace aproximadamente 400.000 años y durante los próximos 100.000 años, los cambios en la insolación de las estaciones inducidos por la precesión no son tan grandes como los de períodos de excentricidad alta. (Recuadro RT.6, Gráfico 1). {6.4}
En la actualidad la teoría de Milankovitch, o teoría ‘orbital’ de los períodos glaciales está bien desarrollada. Los períodos glaciales se desencadenan generalmente por la mínima en la insolación de verano en latitudes altas del HN, lo que posibilita que las nevadas se mantengan durante el año y por lo tanto, que la nieve se acumule para formar los mantos de hielo glaciares del HN. Igualmente, los períodos con insolación de verano intensa en latitudes altas del HN, determinados por cambios orbitales, se piensa desencadenen deglaciaciones rápidas, cambio climático asociado y aumento del nivel del mar. Estos forzamientos orbitales determinan el ritmo de los cambios climáticos, pero son los procesos fuertes de retroefecto que amplifican los forzamientos orbitales los que determinan las respuestas más amplias. En escalas de tiempo de múltiples milenios, los forzamientos orbitales también ejercen una influencia importante sobre los sistemas climáticos clave de la Tierra tales como los monzones, la circulación oceánica mundial y el contenido de gas de efecto invernadero en la atmósfera. {6.4}
Las pruebas disponibles indican que una tendencia natural de enfriamiento de las condiciones glaciales no mitigará el calentamiento actual. La interpretación de la respuesta de la Tierra a los forzamientos orbitales indica que la Tierra no entrará de manera natural en otro período glacial durante al menos 3.000 años. {6.4, PF 6.1}
Durante el último período interglacial, hace aproximadamente unos 125.000 años, el nivel medio del marera de entre 4 y 6 metros más alto que durante el siglo XX, principalmente debido a la retirada de hielo polar (Gráfico RT.21). Los datos sobre el núcleo de hielo sugieren que la región cumbre de Groenlandia estuvo cubierta por el hielo durante este período, pero las reducciones en la extensión del manto de hielo se expresan en partes del sur de Groenlandia. Los datos sobre el núcleo de hielo también indican que las temperaturas polares promedio en ese período oscilaban entre 3°C a 5°C más cálidas que durante el siglo XX debido a diferencias en la órbita de la Tierra. El manto de hielo de Groenlandia y otros terrenos de hielo ártico probablemente contribuyeron en no más de 4 m al aumento observado del nivel del mar lo que implica que quizás la Antártida también haya contribuido. {6.4}