RT.5.5 Repercusiones de los procesos climáticos y sus escalas de tiempo para proyecciones a largo plazo

Se prevé que las previsiones sobre el cambio climático después de la estabilización del forzamiento radiativo sea de aproximadamente 0,5 a 0,6°C, principalmente en el próximo siglo. El promedio multimodelo al estabilizar las concentraciones de gases de efecto invernadero y aerosoles con valores de 2000, después de una simulación climática del siglo XX, y 100 años adicionales, es de aproximadamente 0,6°C de calentamiento (relativo a 1980–1999) en el año 2100 (véase Gráfico RT.32). Si los escenarios B1 o A1B fueran los característicos de las emisiones del siglo XXI seguidas de una estabilización a esos niveles, el calentamiento adicional después de la estabilización sería similar, aproximadamente 0,5°C, principalmente en los siglos siguientes. {10.3, 10.7}

Proyecciones De La Media Del Calentamiento Superficial de IE-EE

Gráfico RT.32. Media del multimodelo de calentamiento superficial (comparado con el período base 1980–1999) para escenarios IE-EE A2 (rojo), A1B (verde) y B1 (azul), representada como continuación de la simulación del siglo XX. Los dos últimos escenarios van más allá de 2100 donde el forzamiento se mantiene constante (cambio climático previsto según se define en el Recuadro RT.9). Experimento adicional donde el forzamiento se mantiene al nivel de 2000 (naranja). Las tendencias lineales de los controles correspondientes se eliminaron de estas series de tiempo. Las líneas muestran la media del multimodelo, mientras que el sombreado denota el margen ±1 de la desviación estándar. Las discontinuidades entre los períodos diferentes no tienen ningún significado físico y son resultado del hecho de que el número de modelos que se han probado con un escenario dado es diferente para cada período y escenario (los números se indican en el gráfico). Por la misma razón, no debe existir incertidumbre en los escenarios de este gráfico (véase Sección 10.5 para conocer los cambios de incertidumbre). {Gráfico 10.4}

La magnitud del retroefecto positivo entre el cambio climático y el ciclo del carbono es incierta. Esto provoca incertidumbres en la trayectoria de las emisiones de CO₂ requerida para lograr un nivel específico de estabilización de la concentración del CO₂ atmosférico. Si nos basamos en el conocimiento actual sobre el retroefecto del ciclo clima-carbono, los estudios de modelos sugieren que, para estabilizar el CO₂ a 450 ppm, las emisiones acumuladas en el siglo XXI se podrían reducir de un modelo medio de aproximadamente 670 [630 a 710] GtC a aproximadamente 490 [375 a 600] GtC. De igual manera, para estabilizar el CO₂ a 1000 ppm, las emisiones acumuladas se pueden reducir mediante este retroefecto, de un modelo medio de aproximadamente 1415 [1340 a 1490] GtC a aproximadamente 1100 [980 a 1250] GtC. {7.3, 10.4}

Si el forzamiento radiativo se estabilizara en 2100 en las concentraciones de A1B, sólo la dilatación térmica sola provocaría un aumento del nivel del mar de 0,3 a 0,8 m para 2300 (relativo a 1980–1999) y continuaría, a tasas decrecientes, durante muchos siglos, debido a procesos lentos que mezclan el calor en el océano profundo. {10.7}

Se prevé que la reducción del Manto de Hielo de Groenlandia continúe contribuyendo al aumento del nivel del mar después de 2100. Para la estabilización en las concentraciones de A1B en 2100, se proyecta una tasa de 0,03 a 0,21 m por siglo, debido a la dilatación térmica. Si el calentamiento medio mundial se mantiene durante milenios de 1,9°C a 4,6°C en relación a las temperaturas preindustriales, se eliminaría una gran parte del manto de hielo de Groenlandia, salvo los glaciares remanentes en las montañas. Esto aumentaría el nivel del mar en aproximadamente 7 m y podría ser irreversible. Estas temperaturas se comparan con aquéllas deducidas hace 125.000 años para el último período interglacial, cuando la información paleoclimática indica reducciones de la extensión del hielo polar, así como un aumento del nivel del mar de entre 4 y 6 m. {6.4, 10.7}

Los procesos dinámicos no incluidos en los modelos actuales pero indicados en las recientes observaciones pueden aumentar la vulnerabilidad de los mantos de hielo al calentamiento, aumentando el nivel futuro del mar. La comprensión de estos procesos es limitada y no hay ningún acuerdo general respecto de su magnitud probable. {4.6, 10.7}

Los actuales estudios de modelos mundiales proyectan que el manto de hielo del Antártico permanecerá muy frío lo que no permitirá un derretimiento amplio en la superficie y aumentará su volumen a raíz del incremento de las nevadas. Sin embargo, puede producirse una pérdida neta del volumen de hielo si la descarga dinámica del hielo domina el equilibrio del volumen del manto de hielos. {10.7}

Mientras que ningún modelo utilizado en esta evaluación indica una suspensión abrupta de la CRL durante el siglo XXI, algunos modelos de complejidad reducida sugieren una suspensión de la CRL como posible respuesta, a largo plazo, a un calentamiento suficientemente fuerte. Sin embargo, la probabilidad de este hecho no se puede evaluar con confianza. Las pocas simulaciones disponibles con modelos de complejidad diferente sugieren, más bien, un retraso en escala de siglos. Es probable que la CRL se recupere si se estabiliza el forzamiento radiativo, pero tardaría varios siglos. Los estudios sistemáticos de comparación de modelos han ayudado a establecer algunos procesos claves, responsables de las variaciones entre modelos, en la respuesta del océano al cambio climático (sobre todo la incorporación oceánica de calor). {8.7, PF 10.2, 10.3}