PARTE VI · La Tierra como sistema
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El clima: balances, variabilidad y retroalimentación
energía, escalas y respuestas del sistema terrestre
En este capítulo
El clima no es un estado fijo de la atmósfera ni un promedio que elimina el cambio. Es la descripción estadística de un sistema en movimiento: cuánto varían la temperatura y la lluvia, con qué frecuencia aparecen ciertos extremos, cómo se relacionan estaciones sucesivas y qué patrones distinguen una región de otra. Ese sistema incluye atmósfera, océano, hielo, continentes, seres vivos y ciclos químicos. Sus componentes intercambian energía y materia a ritmos que van de horas a milenios.
Este capítulo pregunta cómo puede un sistema variable conservar regularidades y responder a perturbaciones. La respuesta comienza por distinguir tiempo meteorológico y clima, sigue la energía desde el Sol hasta el espacio, examina su transporte entre regiones y reservorios, y separa forzamientos de retroalimentaciones. Después estudia la variabilidad que el propio sistema genera y explica cómo archivos naturales y modelos permiten investigar estados que ninguna persona ha observado de principio a fin.
Los capítulos 50, 23 y 24 presentaron los principales componentes físicos. Aquí se conectan. El capítulo 54 evalúa qué evidencia muestra cambios contemporáneos, cómo se atribuyen sus causas y qué consecuencias se desprenden. Mantener esa división evita usar la física general como sustituto de una prueba histórica concreta.
53.1. Tiempo meteorológico, clima y escalas de observación#
El tiempo meteorológico es el estado y la evolución de la atmósfera en un lugar y un intervalo determinados: la temperatura de esta tarde, el paso de un frente o la lluvia de una semana. El clima describe distribuciones y relaciones calculadas durante periodos suficientemente largos o sobre conjuntos comparables. Incluye medias, pero también dispersión, estacionalidad, persistencia, extremos y probabilidades que dependen de la estación o de otro estado observado. Dos ciudades pueden compartir temperatura media anual y tener climas distintos si una oscila mucho entre estaciones y la otra permanece templada.
Una normal climática es un resumen convencional para comparar observaciones; suele calcularse sobre treinta años y actualizarse por décadas. No es una frontera física: un periodo de treinta años puede bastar para caracterizar el ciclo estacional de una variable y ser corto para fenómenos raros o variaciones multidecadales. Cambiar el periodo de referencia cambia la normal y, por tanto, la anomalía calculada, aunque no cambie la observación. Siempre deben declararse variable, lugar, intervalo, cobertura y referencia. (NOAA, How Do Weather Observations Become Climate Information?)
El clima posee escala espacial. Una media global ayuda a cerrar presupuestos de energía, pero no describe la estación lluviosa de una cuenca. Una media regional puede ocultar laderas con precipitaciones opuestas. Tampoco todas las variables se agregan igual: promediar temperatura es directo si se pondera el área; sumar precipitación o contar días extremos responde a otras preguntas. Un promedio sin su dominio puede ser matemáticamente correcto y físicamente ambiguo.
Las distribuciones climáticas tampoco son inmóviles. Pueden desplazarse, ensancharse, volverse asimétricas o cambiar de forma. Si aumenta la media de temperatura sin cambiar la dispersión, los días muy fríos se vuelven menos frecuentes y los muy cálidos más frecuentes. Si cambia además la variabilidad, las colas pueden alterarse de otra manera. Por eso un episodio aislado no demuestra ni refuta una tendencia, mientras una tendencia tampoco determina el tiempo exacto de una fecha futura.
Cada módulo representa un estado posible del tiempo. El clima describe la distribución, secuencia y variación de muchos estados dentro de un lugar y un periodo definidos. Una observación aislada puede ser compatible con distribuciones climáticas diferentes. La curva y los puntos son conceptuales: no representan frecuencias cuantitativas.
Tabla 53.1 — Preguntas que exigen escalas distintas
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| Pregunta | Unidad de análisis | Información necesaria | Error frecuente |
|---|---|---|---|
| ¿Lloverá mañana? | Estado atmosférico y trayectoria de días | Observaciones actuales y pronóstico meteorológico | Responder con la lluvia media mensual |
| ¿Cómo es la estación húmeda? | Distribución estacional de muchos años | Frecuencia, intensidad, duración y variabilidad | Reducirla a un total anual |
| ¿Cambió la frecuencia de una clase de extremo? | Serie homogénea y definición estable | Observaciones largas, incertidumbre y referencia | Elegir el umbral después de mirar los resultados |
| ¿Está el planeta ganando energía? | Sistema terrestre global | Flujos radiativos y cambios de almacenamiento | Inferirlo de una región o un solo año |
| ¿Qué riesgo afronta una ciudad? | Peligro, exposición y vulnerabilidad locales | Clima regional, terreno, infraestructura y población | Trasladar sin más una media global |
53.2. Balance radiativo y efecto invernadero#
Casi toda la energía que impulsa el clima llega como radiación solar. Como la Tierra intercepta un disco de luz pero distribuye energía sobre una superficie aproximadamente esférica, la irradiancia solar debe dividirse conceptualmente entre cuatro al formar un promedio planetario. Una parte es reflejada por nubes, aerosoles y superficies; el resto es absorbido por atmósfera, océano y tierra. El sistema devuelve energía al espacio mediante radiación infrarroja.
Un presupuesto simplificado en la parte superior de la atmósfera puede escribirse:
Como referencia de magnitud,
La superficie emite radiación infrarroja de acuerdo con su temperatura y emisividad. Gases como vapor de agua, dióxido de carbono y metano absorben y emiten en bandas espectrales características y en todas direcciones. En bandas absorbentes, el espacio recibe buena parte de la radiación desde capas atmosféricas altas y frías, que emiten menos que una capa cálida; en regiones de la llamada ventana atmosférica, sobre todo con cielo despejado, una fracción puede escapar desde la superficie o desde capas bajas. Para restaurar la salida necesaria cuando aumenta la opacidad infrarroja, el sistema debe ajustar su temperatura y su estructura vertical. Este efecto invernadero natural hace habitable la superficie; modificar la concentración de gases activos altera el presupuesto, no crea desde cero el mecanismo.
Decir que los gases «atrapan calor» puede servir como primera imagen, pero es incompleto. La atmósfera absorbe y emite continuamente; no funciona como una tapa que detiene fotones para siempre. El resultado depende de espectros de absorción, temperatura con la altura, nubes, humedad y convección. Tampoco la radiación descendente contradice el flujo neto de una superficie cálida hacia una atmósfera más fría: existen flujos en ambas direcciones y la diferencia conserva el sentido exigido por la termodinámica.
El balance superior no describe por sí solo la temperatura de cada capa. En la superficie intervienen radiación solar e infrarroja, evaporación, condensación, convección y conducción. Un presupuesto puede cerrar en la cima de la atmósfera mientras océano y aire intercambian energía internamente. Confundir flujo global neto con cada flujo local conduce a aparentes paradojas. (NASA, The Earth’s Radiation Budget; NASA, Climate and Earth’s Energy Budget)
Idea clave. El balance planetario fija si el sistema gana o pierde energía; no especifica por sí solo dónde se almacena, por qué ruta circula ni cómo se reparte la temperatura.
Las flechas claras representan radiación solar; la azul, reflexión; las terracota anchas, radiación infrarroja; y las terracota finas, transferencias no radiativas. El grosor es conceptual, no una medición. El balance se evalúa arriba de la atmósfera; dentro del sistema circulan flujos mucho mayores en sentidos opuestos.
53.3. Transporte de energía entre atmósfera, océano y superficie#
El promedio planetario esconde un contraste fundamental: las bajas latitudes reciben, en promedio anual, más energía solar de la que emiten al espacio, mientras las altas latitudes pierden más de la que absorben. Atmósfera y océano transportan energía hacia los polos y reducen ese desequilibrio. No eliminan los gradientes; se alimentan de ellos. Sin diferencias de calentamiento no habría la misma circulación que los compensa parcialmente.
La atmósfera transporta energía mediante movimientos de aire y cambios de fase del agua. La evaporación retira energía de una superficie en forma de calor latente; el vapor puede recorrer cientos o miles de kilómetros antes de condensarse y liberar esa energía. El aire también lleva calor sensible, asociado a su temperatura, y energía potencial ligada a su posición en el campo gravitatorio. Ciclones, ondas y corrientes en chorro realizan gran parte del transporte fuera de los trópicos; en los trópicos, la convección y las circulaciones de gran escala conectan océanos cálidos con regiones de subsidencia, donde el aire desciende.
El océano almacena mucha más energía que la atmósfera por unidad de cambio de temperatura y la redistribuye mediante corrientes, mezcla y remolinos. La capa superficial responde relativamente rápido al viento y al intercambio con el aire; aguas profundas pueden guardar una señal durante siglos. Esta diferencia genera inercia térmica: un forzamiento puede haber cambiado mientras el sistema continúa ajustándose. Inercia no significa inmunidad ni retardo uniforme; distintos reservorios responden en tiempos diferentes.
La superficie continental posee menor capacidad térmica efectiva y menos mezcla vertical que el océano, de modo que suele calentarse y enfriarse con mayor rapidez. La humedad del suelo divide la energía disponible entre evaporación y calentamiento sensible; vegetación, nieve, rugosidad y relieve modifican el intercambio. Una sequía puede reducir evaporación y favorecer temperaturas diurnas mayores, mientras un suelo húmedo puede sostener más evaporación. Esa respuesta local no debe extrapolarse sin más al balance global.
El transporte de energía y el ciclo del agua están unidos. Una atmósfera más cálida puede contener más vapor, pero la precipitación global está restringida por el presupuesto energético que permite evaporación y enfriamiento atmosférico. «Más vapor disponible» no significa que toda región reciba más lluvia. Circulación, estabilidad, aerosoles, relieve y disponibilidad de agua determinan dónde y cuándo se condensa. (IPCC, Water Cycle Changes)
Atmósfera y océano compensan parcialmente el contraste entre latitudes. Las curvas pálidas representan transporte atmosférico; la corriente superficial cálida aparece en naranja y el retorno profundo en azul oscuro. Océano, continentes y hielo almacenan energía en escalas distintas; por eso una respuesta climática no posee un único tiempo característico.
53.4. Albedo, vapor de agua, nubes y retroalimentaciones#
Un forzamiento altera el presupuesto energético sin ser consecuencia inmediata del cambio de temperatura global que provoca. Una retroalimentación es un proceso que responde al cambio inicial y modifica su magnitud. Si lo amplifica se llama positiva; si lo reduce, negativa. «Positiva» no significa beneficiosa ni «negativa» perjudicial: los signos describen la dirección de la respuesta.
La retroalimentación estabilizadora básica es la respuesta de Planck: un planeta más cálido emite más radiación infrarroja al espacio, todo lo demás constante. Sin ella, un pequeño desequilibrio no encontraría un nuevo estado radiativo. Otras respuestas alteran cuánto calentamiento se necesita para recuperar el balance.
Al aumentar la temperatura aumenta la presión de vapor de saturación. Si la humedad relativa se mantiene aproximadamente constante a escala global, la atmósfera contiene más vapor de agua; como el vapor absorbe infrarrojo, esa respuesta refuerza el calentamiento y constituye una retroalimentación positiva. El vapor de agua no necesita ser el forzamiento inicial para amplificarlo. A escala local, humedad, nubes y lluvia dependen de movimientos de aire y fuentes de agua; la relación global no autoriza a tratar cada región como una cámara cerrada.
El calentamiento tampoco es uniforme con la altura. Los cambios del gradiente vertical de temperatura modifican la temperatura de las capas desde las que escapa radiación. En el promedio global esta retroalimentación tiende a amortiguar el calentamiento y compensa parcialmente la del vapor de agua; ambas suelen estimarse juntas porque están físicamente acopladas.
La nieve y el hielo reflejan más luz solar que el océano o muchos suelos. Si un calentamiento reduce superficies brillantes, aumenta la absorción y amplifica parte del cambio: retroalimentación hielo–albedo. La respuesta depende de estación, latitud, nubosidad y de qué superficie queda expuesta. Perder hielo durante la noche polar no cambia de inmediato la reflexión solar, aunque pueda alterar otros intercambios.
Las nubes ejercen efectos contrapuestos. Reflejan radiación solar y tienden a enfriar; también absorben y emiten infrarrojo, lo que puede calentar. Altura, grosor, tamaño de gotas, fase y hora determinan el resultado de una nube concreta. La retroalimentación de nubes pregunta cómo cambia el efecto radiativo neto cuando cambia el clima, no si hoy está nublado. La evaluación conjunta indica que el cambio neto de nubes amplifica el calentamiento global, aunque sigue siendo una fuente importante de incertidumbre. (IPCC, Earth’s Energy Budget, Climate Feedbacks, and Climate Sensitivity)
Las retroalimentaciones no tienen por qué ser constantes. Vegetación, permafrost, mantos de hielo y ciclo del carbono introducen respuestas lentas y dependientes del estado. Tampoco se suman siempre como mecanismos independientes: vapor, gradiente vertical de temperatura y nubes interactúan. Un diagrama causal ayuda a ordenar procesos, pero una cifra de sensibilidad requiere observaciones, modelos y evidencia paleoclimática.
Tabla 53.2 — Forzamiento, respuesta y retroalimentación no son sinónimos
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| Elemento | Pregunta diagnóstica | Ejemplo | Precaución |
|---|---|---|---|
| Forzamiento radiativo | ¿Qué perturbó inicialmente el flujo neto superior? | Cambio de gases de efecto invernadero, aerosoles o irradiancia solar | Su signo no determina por sí solo el patrón regional |
| Respuesta de Planck | ¿Cómo aumenta la emisión al calentarse el sistema? | Mayor salida infrarroja con temperatura | Es estabilizadora, pero no cancela necesariamente el forzamiento |
| Retroalimentación de vapor | ¿El calentamiento cambia un absorbente infrarrojo? | Más vapor global con humedad relativa aproximadamente estable | Vapor local y lluvia no responden de manera uniforme |
| Retroalimentación de albedo | ¿Cambia la fracción de luz reflejada? | Menos nieve deja una superficie más oscura | Depende de la luz disponible y de la superficie expuesta |
| Retroalimentación de nubes | ¿Cambia el efecto radiativo neto de las nubes? | Variaciones de altura, extensión o propiedades ópticas | No se deduce de una nube ni de un solo tipo de nube |
53.5. Variabilidad interna y forzamientos externos#
El sistema climático puede variar sin un forzamiento externo sostenido. Su propia dinámica también puede producir fluctuaciones temporales del flujo en la cima de la atmósfera y del almacenamiento de energía. Atmósfera y océano intercambian energía, momento y agua; esas interacciones generan oscilaciones irregulares y reorganizan dónde se almacena el calor. Se llama variabilidad interna porque surge de la dinámica del sistema, no porque carezca de causas físicas.
El Niño–Oscilación del Sur, o ENSO, es un ejemplo acoplado. Temperatura superficial, vientos alisios, nivel del mar, profundidad de la termoclina —zona donde la temperatura cambia con rapidez al aumentar la profundidad—, convección y presión atmosférica se refuerzan y frenan mutuamente en el Pacífico tropical. Sus fases cálida y fría alteran probabilidades estacionales en regiones lejanas mediante teleconexiones, conexiones remotas transmitidas por la circulación atmosférica y oceánica. No son un reloj exacto ni producen el mismo efecto en cada episodio: el estado de otros océanos, la estación y el patrón espacial importan. (NOAA, El Niño and La Niña)
Otros patrones describen variaciones del Atlántico, Pacífico y circulaciones atmosféricas. Nombrar un patrón no crea un agente separado: suele resumir relaciones observadas entre presión, viento o temperatura. Algunos índices mezclan procesos de escalas diferentes y pueden cambiar de definición. Antes de atribuir un fenómeno a una «oscilación» hay que comprobar mecanismo, fase, región, estación y comparación estadística.
Los forzamientos externos cambian el presupuesto o las condiciones de contorno. Grandes erupciones pueden introducir aerosoles estratosféricos que reflejan luz durante algunos años; la actividad solar varía; cambios orbitales redistribuyen radiación entre latitudes y estaciones durante miles de años; la tectónica altera lentamente continentes, pasos oceánicos y fuentes de gases. En esta clasificación, las actividades humanas son también forzamientos externos porque modifican la composición atmosférica y la superficie. La evidencia histórica y la atribución cuantitativa de esos cambios se evaluarán en el capítulo siguiente.
Interno y externo no significan «sin efecto global» y «con efecto global». ENSO reorganiza el intercambio de calor entre océano y atmósfera y también modifica nubes, radiación en la cima de la atmósfera y almacenamiento oceánico; por eso puede cambiar durante un año la temperatura media de la superficie. Un volcán externo puede producir respuestas regionales desiguales. La distinción útil pregunta si el impulso se originó dentro de la dinámica acoplada o en una perturbación del presupuesto y sus fronteras.
Tampoco deben confundirse tendencia y variabilidad. Una oscilación puede reforzar o enmascarar temporalmente una tendencia; una tendencia puede modificar el fondo sobre el que ocurre la oscilación. Separarlas exige series suficientemente largas, varias variables y una representación de las escalas relevantes. Elegir sólo el comienzo y el final que convienen puede convertir ruido de baja frecuencia en una historia causal ficticia.
Idea clave. Una oscilación interna puede modular el valor de un año y un forzamiento puede cambiar el estado de fondo: distinguirlos exige comparar mecanismos, escalas y varias líneas de evidencia.
53.6. Archivos paleoclimáticos y modelos del sistema climático#
Las mediciones instrumentales detalladas cubren una fracción pequeña de las escalas climáticas. Para mirar más atrás se utilizan indicadores indirectos: anillos de árboles, corales, espeleotemas, núcleos de hielo y sedimentos, polen, perforaciones y documentos históricos. Cada archivo registra una combinación de variables. El ancho de un anillo puede responder a humedad, temperatura, edad del árbol y competencia; un isótopo puede reflejar fuente de humedad, temperatura y cambios posteriores al depósito.
Reconstruir exige una relación física o biológica entre indicador y clima, una cronología, calibración con observaciones y propagación de incertidumbres. Esa relación puede cambiar con la estación, el estado ambiental o el intervalo histórico; comprobar su estabilidad forma parte de la inferencia, no es un supuesto gratuito. Resolución y alcance no son intercambiables: un núcleo sedimentario puede abarcar cientos de miles de años pero mezclar décadas en cada capa; un anillo anual resuelve estaciones o años pero cubre menos tiempo y sólo donde viven árboles adecuados. Combinar archivos independientes permite identificar señales comunes y también desacuerdos que revelan sesgos o diferencias regionales. (NOAA NCEI, Paleoclimatology)
Un modelo climático representa mediante ecuaciones y algoritmos los intercambios relevantes entre atmósfera, océano, hielo, tierra y, en modelos del sistema terrestre, ciclos biogeoquímicos. Divide el planeta y la atmósfera en celdas y avanza el estado en pasos temporales. Procesos menores que una celda —nubes individuales, turbulencia, parte de la vegetación— deben resolverse con aproximaciones llamadas parametrizaciones, construidas y evaluadas con teoría y observaciones.
Los modelos no son oráculos ni meras extrapolaciones estadísticas. Se diseñan para conservar masa y energía dentro de tolerancias y aproximaciones numéricas controladas, pero poseen sesgos de resolución, estructura y parámetros. Se evalúan contra ciclos estacionales, balances, patrones espaciales, variabilidad, cambios históricos y climas pasados que no se usaron de la misma manera para construirlos. Reproducir una media no garantiza reproducir extremos; acertar el planeta no garantiza una cuenca. La pregunta correcta no es si un modelo es «verdadero», sino si es apto para la variable, escala y decisión consideradas.
Un conjunto de simulaciones puede variar condiciones iniciales, parámetros o modelos. La dispersión entre miembros estima algunas fuentes de incertidumbre, no todas. Un promedio multimodelo puede cancelar errores, pero sus miembros no son independientes ni igualmente hábiles para cada proceso. Proyectos coordinados como el Proyecto de Intercomparación de Modelos Acoplados (CMIP, por sus siglas en inglés) establecen experimentos comparables para investigar respuesta, evaluar modelos y entender por qué difieren; no convierten el conjunto en una votación de futuros. (WCRP, CMIP Overview)
Predecir el tiempo y proyectar clima comparten ecuaciones, pero plantean problemas distintos. Un pronóstico meteorológico pierde memoria detallada de su estado inicial; una proyección climática pregunta por distribuciones bajo condiciones de contorno y forzamientos especificados. No saber la secuencia de tormentas de 2080 no impide estimar cómo cambia su entorno estadístico, del mismo modo que no hace falta conocer cada choque molecular para calcular la presión de un gas. Las proyecciones siguen dependiendo de escenarios, respuestas del sistema y calidad regional, por lo que deben expresarse con alcance e incertidumbre.
53.7. Preguntas de transferencia#
Un invierno frío en una tendencia cálida#
Ejemplo construido. Una región registra su invierno más frío en quince años. Se concluye que el clima global dejó de calentarse. ¿Qué falla en el razonamiento?
Mostrar respuesta razonada
Se cambia de escala sin justificación. Un invierno regional es una realización del tiempo dentro de una distribución influida por circulación y variabilidad interna; una tendencia global se estima con muchas regiones, variables y años. El episodio puede ser real y dañino sin representar el signo del cambio planetario. Para evaluar la conclusión harían falta la referencia, la cobertura y la serie completa, no sólo el rango del récord.
Más nubes después de un calentamiento#
Ejemplo construido. Una simulación produce más nubosidad global al calentarse. Se afirma que eso necesariamente enfría y constituye una retroalimentación negativa. ¿Basta esa información?
Mostrar respuesta razonada
No. Hay que conocer dónde aparecen las nubes, su altura, fase y propiedades ópticas, y comparar su efecto solar con su efecto infrarrojo. Más cobertura puede aumentar la reflexión y también reducir la salida térmica. La retroalimentación es el cambio en el efecto radiativo neto debido a la respuesta de las nubes, no el cambio de cobertura aislado.
Un modelo con sesgo regional#
Ejemplo construido. Un modelo representa una región dos grados más fría que las observaciones medias. ¿Debe descartarse para toda pregunta climática?
Mostrar respuesta razonada
No automáticamente. El sesgo puede invalidar usos que dependan del valor absoluto local y afectar procesos acoplados, pero el modelo aún puede representar balances o respuestas a gran escala. Debe evaluarse para el propósito concreto, comparar su cambio simulado además de su estado medio y comprobar si el mecanismo relevante funciona. Corregir estadísticamente un sesgo tampoco repara por sí solo una dinámica equivocada.
Un año excepcional durante El Niño#
Ejemplo construido. La temperatura superficial global alcanza un valor excepcional durante un episodio de El Niño. Se atribuye todo el valor al episodio. ¿Qué habría que separar?
Mostrar respuesta razonada
El Niño puede transferir calor del océano al aire y modificar nubes, elevando temporalmente la temperatura superficial. Pero actúa sobre un estado de fondo definido por forzamientos y almacenamiento previo. Habría que comparar episodios semejantes en distintos periodos, examinar el contenido de calor oceánico y usar conjuntos capaces de representar variabilidad interna. Un modulador temporal no explica necesariamente el nivel sobre el que opera.
Fuentes y lecturas del capítulo#
Intergovernmental Panel on Climate Change. Climate Change 2021: The Physical Science Basis, capítulos 1, 3, 7 y 8. Marco del sistema climático, evaluación de modelos, presupuesto energético, retroalimentaciones, sensibilidad y ciclo del agua. (capítulo 1; capítulo 3; capítulo 7; capítulo 8)
NASA Science. The Earth’s Radiation Budget y Climate and Earth’s Energy Budget. Explicaciones del balance superior, la reflexión, la emisión infrarroja, los intercambios superficiales y el efecto invernadero natural. (radiation budget; energy budget)
NOAA Climate.gov. What’s the Difference Between Climate and Weather?; How Do Weather Observations Become Climate Information?; El Niño & La Niña. Distinción de escalas, normales climáticas y variabilidad acoplada del Pacífico. (weather and climate; climate information; ENSO)
NOAA National Centers for Environmental Information. Paleoclimatology y Climate Reconstruction. Archivos naturales, datos indirectos y reconstrucciones de temperatura, precipitación, circulación y otras variables. (paleoclimatology; reconstruction)
World Climate Research Programme. Coupled Model Intercomparison Project Overview. Objetivos, experimentos coordinados y usos científicos de la comparación de modelos climáticos. (wcrp-cmip.org)