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José Ramón Hernández Balanzar    
               
La naturaleza está constituida de tal manera
que es experimentalmenteimposible
determinar sus movimientos absolutos.
 
Albert Einstein
  articulos  
 
Desde la formación de la Tierra, las diferentes formas de vida
han prosperado durante casi cuatro mil seiscientos millones de años. El planeta ha sufrido innumerables cam­bios naturales de tipo biológico, físico y químico. El mundo giraba más rápido, los días y las noches eran más cortos. La superficie, entre sólida y viscosa, burbujeante e incandescente, estaba plagada de cráteres y de chimeneas volcánicas de las que emanaban sustancias volátiles desde el interior de la Tierra. Algunos de los gases arrojados, como el hidrógeno, demasiado ligeros, se escapaban para siempre al espacio exterior; otros, como el amoniaco, eran descompuestos por la radiación solar. La composición de la atmósfera y los procesos físicos y químicos que regulan el comportamiento atmosférico han variado a lo largo del tiempo desde el momento en que se formó el planeta.
 
La atmósfera está constituida en su mayor parte por nitrógeno (N) en 78% y por oxígeno (O) en 21%, no hay que despreciar los demás gases que representan 1%, como el vapor de agua, el CO2 (bióxido de carbono), el CH4 (me­tano), el O3 (ozono), el N2O (óxido de nitrógeno) y hoy en día los compuestos de cloro y flúor (freones o cfc). Aunque estas concentraciones de gases sean muy pequeñas, es importante estudiarlas y monitorearlas por el impacto que tienen en el clima, en especial por el efecto inver­nadero.
 
El sistema climático y los ciclos bio-geo-físico-quí­mi­cos están relacionados entre sí, al igual que los forza­mien­tos al sistema. El sistema climático natural está inte­grado principalmente por tres elementos que se interrelacionan: la atmósfera, el océano y el continente (o la tierra emergida). Su relación está dada por la dinámica y la física atmosférica, la dinámica oceánica, el balance o inter­cambio de energía y el ciclo hidrológico. Igualmente los ciclos bio-geo-químicos integran tres subsistemas: la biogeoquímica marina, los ecosistemas terrestres y la química atmosférica. Los procesos biológicos, químicos y físicos que suceden en la Tierra afectan el sistema climático. Los sistemas naturales descritos hasta el momen­to se hallan sometidos a importantes procesos de cambio y transformación. Estos cambios han sido continuos desde la formación de la Tierra, pero han sufrido una ace­leración y, en algunos casos, un cambio de dirección en los últimos doscientos años debido a la intervención ­humana.
 
La biogeoquímica enfatiza las interacciones de las entidades biológicas con su ambiente. Los organismos están adaptados a márgenes más o menos estrechos de las condiciones bioquímicas. La mayoría de cambios realizados por el hombre en los patrones de flujo de materia o energía cambian esos sistemas naturales y pueden causar la extinción de las especies o de los hábitats. La intervención humana en los ciclos biogeoquímicos tiene lugar por la ex­plotación de recursos (remoción de materiales) o por la contaminación (adición de materiales). Cambios peque­ños en el flujo de algunos gases y materiales pueden tener efectos dramáticos sobre el ambiente natural, si se incrementan por el efecto cascada. Un ejemplo es el daño poten­cial de un incremento en el bióxido de carbono atmosférico a las formas de vida y hábitats como consecuencia del calentamiento global con los efectos mediados por los procesos hidrológicos y bioquímicos. Otros ejemplos a considerar a escala global son la producción de alimento terrestre o acuático y su dependencia del clima, la disponi­bilidad de nutrimentos y la presencia de agentes tóxicos; la liberación de ácido sulfúrico y sus efectos sobre los siste­mas terrestres y acuáticos; la liberación en la biósfera de gases de efec­to invernadero, la radiación climática y la dispersión de químicos sintéticos tales como pesticidas. El entendimiento de los ciclos biogeoquímicos naturales puede ayudar a minimizar el impacto humano sobre dichos sistemas naturales.
 
El ciclo hidrológico desempeña un papel fundamental en el funcionamiento tanto del sistema climático como del conjunto de mecanismos bio-geo-físico-químicos, conec­tan­do un sistema con el otro y desempeñando un papel cla­ve en los sistemas naturales en su conjunto. Este ciclo in­volucra el movimiento del agua en sus tres estados, es el agente movilizador de otros elementos, es uno de los prin­cipales determinantes dinámicos del clima planetario, permite el intercambio de grandes cantidades de energía y opera en un amplio rango de escalas temporales y espa­ciales.
 
Por otro lado, el carbono es el cuarto elemento de mayor abundancia en el universo y es absolutamente esencial para la vida terrestre. En realidad, el carbono constitu­ye la definición propia de vida y su presencia o ausencia ayu­da a definir si una molécula es considerada orgánica o inor­gánica. Cada organismo sobre la Tierra necesita del car­bo­no ya sea para su estructura, su energía, o en el caso de los humanos, para ambos. Descontando el agua, somos mi­tad carbono. Además, el carbono se encuentra en formas tan diversas como en el bióxido de carbono, y en só­lidos como la caliza (CaCO3), la madera, plástico, diaman­tes y grafito.
El ciclo global carbónico, uno de los ciclos biogeoquími­cos más importantes, puede ser dividido en componentes geológicos, biológicos y químicos. El ciclo carbónico geoló­gico funciona en una escala temporal de millones de años, mientras que el ciclo carbónico biológico y químico funciona en una escala temporal de días a miles de años.
 
El carbono y sus ciclos
Desde la formación de la Tierra, las fuerzas geológicas han actuado paulatinamente sobre el ciclo global carbónico. En periodos de larga duración, el ácido carbónico (un ácido débil formado por reacciones entre el CO2 atmosférico y el agua) se combina poco a poco con minerales en la su­perficie continental. Estas reacciones forman los carbo­na­tos por medio de un proceso llamado desgaste. Luego, por la erosión, los carbonatos desembocan en el océano don­de terminan asentándose en el fondo.
 
Este ciclo continúa cuando la placa que constituye el fondo del mar empuja por debajo de los márgenes continentales mediante el proceso de subducción. A medida que el carbono del fondo del mar sigue siendo empujado por las fuerzas tectónicas, se calienta, eventualmente se derrite, y puede volver a la superficie donde se transforma en CO2. De esta manera retorna a la atmósfera. Este retor­no a la atmósfera puede ocurrir violentamente, a través de erupciones volcánicas, o de manera más gradual, en filtra­ciones, los respiraderos de CO2. El levantamiento tectónico también puede exponer caliza enterrada antiguamen­te. Un ejemplo de esto ocurre en el Himalaya, donde algunos de los picos más altos del mundo están formados de mate­rial que estuvo en el fondo del océano. El desgaste, la sub­ducción y el vulcanismo controlan las concentraciones atmosféricas de bióxido de carbono a lo largo de periodos de tiempo de cientos de millones de años.
 
La biología tiene un papel importante que nos per­mite entender el movimiento del carbono entre el continente, el océano y la atmósfera, por medio del proceso de fotosíntesis y respiración. Virtualmente toda la vida multicelular en la Tierra depende de la producción de azúcares por las plantas a partir de la luz solar y el CO2 mediante el pro­ce­so de la fotosíntesis; y también del desgaste metabólico de esos azúcares por los animales (incluyendo al ser hu­ma­no) mediante el proceso de la respiración que produce la energía necesaria para poder moverse, crecer y reproducirse.
 
En el día las plantas toman el CO2 de la at­mósfera al efec­tuar la fotosíntesis, mientras los animales liberan el CO2 a la naturaleza durante la respiración. Las siguientes reacciones químicas dan cuenta de ambos pro­ce­sos. En la fotosíntesis: energía (luz solar) + 6CO2 + 6H2O → C6H12O6 + 6O2; y en la respira­ción: C6H12O6 (materia orgánica) + 6O2 → 6CO2 + 6 H2O + energía.
 
Por medio de la fotosíntesis las plantas verdes usan la energía solar para convertir el CO2 atmosférico en carbohidratos, también llamados azúcares (C6H12O6); por medio de la ali­men­ta­ción los animales absorben estos carbohidra­tos y otros pro­ductos deri­va­dos de ellos. En otras pa­la­bras, la respiración es el proceso in­verso de la fotosíntesis, ya que libera la ener­gía contenida en los azúca­res para uso del me­tabolismo y cambia el “combustible” (que es el C6H12O6 transformado en CO2), y és­te, a su vez, retorna a la atmósfera. Cada año, la can­tidad de carbono tomada por la fotosíntesis y retornada a la atmósfera por la respiración es aproximadamente mil veces mayor que la can­tidad de carbono que se mueve a través del ci­clo geológico del carbono.
 
En la superficie terrestre y de los océanos el mayor intercambio de carbono con la at­mós­fera resulta de la fotosíntesis y la respiración. La fo­tosíntesis cesa en la noche cuando el sol no puede proveer la energía para que se active la reacción. Sin embargo, la respiración de los ani­males continúa.
 
Esta diferencia entre ambos pro­cesos se re­fleja en los cambios en las con­cen­tra­cio­nes at­mosféricas estacionales del CO2. Durante el in­vierno, cuando muchas de las plan­tas pierden sus hojas, la fotosíntesis ce­sa, pero la respiración de los animales nunca cesa. Esta condición lleva a un aumento en las con­cen­tra­ciones atmosféricas de CO2 durante el in­vierno. Sin em­bar­go, con la llegada de la primavera, la fo­tosíntesis se rea­nu­da y las concentraciones atmosféricas de CO2 se reducen.
 
En los océanos, el fitoplancton (las plantas microscópi­cas que forman la base de la cadena alimenticia marina) aporta carbón a los animales para producir conchas de car­bonato de calcio (CaCO3). Estas conchas se asien­tan en el fondo del océano cuando el ani­mal muere. Al ser enterra­das estas conchas, así como otros organismos marinos, llegan a comprimirse a medida que pasa el tiempo y se transforman en caliza. Ade­más, en ciertas con­di­ciones geológicas, la ma­te­ria orgánica puede ser enterrada y formar de­pósitos de carbono que se transformarán en combustible e incluso yacimientos de petróleo en el fondo marino. La materia orgánica se transforma en combustible fó­sil. Ambas forma­ciones, de caliza y de com­bustible fósil, son pro­cesos biológicos controla­dos en plazos largos por el CO2 atmosférico.
 
Los océanos desem­pe­ñan un pa­pel funda­men­tal en el ciclo del carbono, puesto que con­tie­nen el ma­yor porcentaje de nutri­men­tos y se consi­de­ra que ab­sor­ben un alto por­centaje de las emisiones de CO2 a la atmósfera. Los gases pre­sentes en la troposfera, y que se ubican en los primeros quince kilómetros de la atmós­fe­ra, son componentes claves de los ciclos bio-geo-físico-químicos y tienen un papel importante en el balance radiativo solar y terrestre.
 
Los pro­cesos de producción fotoquímica de ozono, que se desarrollan en la es­tratosfera (en la franja de la atmósfera que va de 15 a 50 ki­ló­metros), son im­portantes en la dis­tribución y circulación de la energía térmica interna, y en la absorción de radiación ultravioleta (uv) solar, lo cual ­sirve como protección a los organismos vivos de ra­diaciones peligrosas.
 
Por otro lado, la actividad de la biósfera en el continente acelera la movilización de ele­men­tos como fósforo (P), silicio (Si) y fierro (Fe). Es­tos elementos con el tiempo llegan al ­océano por los ríos, las superficies costeras y la infiltración y escorrentía de las aguas subterráneas hacía el océano.
 
En miles de años estos nutrimentos entran en la circu­lación oceánica estimu­lando la producción y el ali­men­to de los diversos organismos marinos.
 
Comportamiento planetario autorregulado
 
Los elementos que componen el sistema climático del pla­neta actúan entre sí, de modo que el resultado neto es un permanente intercambio autorregulado. La autorregulación del clima y la composición química del sistema atmós­fera-océano-continente son las propiedades emergentes del comportamiento planetario que sólo se dan en el acopla­miento de las partes en un todo. La evolución del sistema se caracteriza por largos periodos de equilibrio con cambios lentos y cambios bruscos que lo mueven a nuevos es­ta­dos de equilibrio. Existen modelos que explican la auto­rre­gulación simultánea del clima. Estos modelos hacen predic­ciones que pueden ser probadas por observación. Una de ellas es que la vida en un planeta no puede progresar si es aislada; los organismos deben ser suficientemente abundantes para afectar y ser regulados por la evolución geo­química del planeta.
 
El sistema terrestre incluye varios procesos que refuer­zan o amortiguan las fluctuaciones y los cambios del clima, se les llama mecanismos retroalimentadores y se denomi­nan positivos si su efecto es el de amplificar, y negativos si es atenuar. Estos mecanismos se deben principalmente a la criosfera, a las nubes (gotitas de agua suspendidas en la atmósfera) y al vapor de agua; el signo del segundo es in­cierto y los otros dos son positivos. Como puede verse, los tres resultan del agua en sus diversas fases: sólida, líqui­da y gaseosa. La criosfera es blanca y brillante, sobre todo cuan­do la nieve y el hielo están nuevos; o sea que su al­bedo es alto (cercano a 100%). Por lo tanto, absorbe escasamen­te la radiación incidente y casi no se calienta. Además, el frío produce hielo y nieve, entonces la criosfera crece; en con­se­cuencia, el albedo superficial aumenta, pues el continente y, sobre todo, el océano, desprovistos de hielo y nie­ve, tie­nen un albedo pequeño. De manera que donde antes se ab­sorbía mucha radiación del Sol, ahora ya no, y se pre­senta una merma de calor; tenemos entonces que una disminu­ción de temperatura ocasiona un enfriamiento adicional por expansión de la criosfera. O sea que frío genera frío.
 
El hecho de que la Tierra se comporte como un sistema interconectado y autorregulado se puso en evidencia precisamente en 1999, cuando se publicó el registro de temperatura, CO2 y CH4 (metano) de los últimos 420 mil años del núcleo de hielo de Vostok. Estos datos proveen un contexto temporal muy poderoso y una evidencia visual dramática de un sistema planetario integrado, lo que a su vez presenta un nuevo espectro de conceptos sobre el sistema climático. Con este argumento se puede probar que la Tierra es un sistema con propiedades y comportamientos acoplados que son pro­pios de un sistema dinámico complejo.
 
Este comportamiento sistémico de la Tierra se debe a la combinación de forzamientos externos (principalmente variaciones en los niveles de radiación solar que llegan a la superficie del planeta) y el conjunto de múltiples retro­alimentadores y forzadores en el ambiente terrestre. Por ejemplo, los glaciares crean su propio clima; es decir, hay hielo porque hace frío, pero lo inverso es igualmente cier­to: hace frío porque hay hie­lo. Es más exacto decir: “en los polos hace frío porque hay casquetes”, que “hay casque­tes porque hace frío”.
 
En efecto, los casquetes polares son un re­manente de las glaciaciones ocurridas en el pleistoceno (la última ocu­rrió hace 18 mil años). Podríamos pensar que si se desconge­la­ran los polos o —más bien dicho— si por me­dios artificiales los casquetes fueran derretidos, éstos no se volverían a formar, desaparece­rían para siempre, hasta que hubiera una nueva gla­ciación. Por lo tanto, la destruc­ción de un glaciar sería muy probablemente irre­ver­sible; después sólo se for­marían mantos temporales de hielo y nie­ve en invier­no. Esto no ha sucedido en los casquetes polares, pe­ro sí en los glaciares si­tua­dos en las montañas.
 
Otro ejemplo de un retroalimentador y un for­zamiento dentro del planeta son: las varia­ciones de vapor de agua contenido en la at­mósfera como retroalimentador, y las varia­ciones en la concen­tración de los gases de efecto invernadero, principal­mente por las emi­siones de CO2 ligadas a las ac­tividades hu­ma­nas como ejemplo de forzamiento.
 
Las regularidades en los últimos 420 mil años
 
Durante varios siglos previos a la industriali­zación, el CO2 tuvo una concentración casi constante en la atmósfera, de 280 partes por millón en volumen (ppmv); a esta can­tidad se le llama, en consecuencia, el nivel prein­dustrial. A partir de mediados del siglo XIX, esta concentra­ción ha aumentado, y en 2005 alcanzó 381 ppmv, se­gún el registro del observatorio de Mauna Loa en Hawaii. Con los gases traza pasa algo parecido. El comportamiento radiacio­nal de los gases de efecto invernadero se calcula con la teoría cuántica y se observa experimentalmente en el labo­ratorio, pero también lo demuestra la historia del clima.
 
El análisis de la temperatura y los gases que quedaron atrapados en las burbujas de aire en el núcleo de hielo de Vostok, revela un patrón rítmico de “metabolismo”, algo así como una respiración planetaria en donde se observan cua­tro ciclos climáticos a lo largo de 420 mil años. Se puede ver una relativamente rápida transición del estado glacial al interglacial y una gradual transición del interglacial al gla­cial, lo que sugiere que la razón de absorción y emisión de CO2 de los ecosistemas marinos y terrestres es asimé­trica, esto es que no absorben y emiten a la misma velocidad.
 
Si se analizan las curvas de CO2, temperatura, CH4, 18O atmosférico (de aquí en adelante 18Oatm) y la insolación a 65° de latitud norte durante la mitad de junio, se observa que el CO2, la temperatura y el CH4 tienen un comportamiento muy similar en cuatro ciclos climáticos, los cuales tienen un máximo que dura un breve periodo, conocido como in­terglacial, seguido por una disminución oscilante en las tres variables, hasta llegar a una relativa estabilidad alrede­dor de los valores inferiores, con un largo periodo de dura­ción, al cual se denomina glacial; después de esto se ob­ser­va una súbita elevación en los valores que da inicio a un nuevo periodo interglacial. Se observa también un claro paralelismo entre estas tres variables: suben y ba­jan juntas. No obstan­te, la situación actual rompe esta secuencia; en el pasado, los tres registros han tenido cuatro oscilaciones, con perio­dos de unos cien mil años, y oscilan entre los mismos lími­tes superior e inferior. Este comportamiento representa un sistema bio-geo-físico-químico complejo y autocontro­lado, es el metabolismo natural de la biósfera terrestre, del cual el efecto invernadero es sólo un componente.
 
Temperatura-gases de efecto invernadero-insolación
 
Si bien la sincronía observada entre la temperatura y los principales gases de efecto invernadero es notoria en el intervalo geológico señalado anteriormente, en periodos menores no es tan clara, pues otros fenómenos de corto plazo perturban la señal de temperatura; entre ellos destacan las oscilaciones naturales internas del sistema climático, como el Niño y la Niña: el primero eleva la temperatura a escala planetaria, y la segunda la reduce. Otro factor importante de la variabilidad interanual del clima son las erupciones volcánicas, que inyectan hasta la estratosfera aerosoles que quedan suspendidos por años y enfrían el clima planetario. El Niño tiene cierta periodici­dad de recurrencia; en cambio, el vulcanismo es más bien azaroso en su manifestación, y la magnitud de ambos es muy variable. Hay un aerosol artificial, el sulfato, produ­cido también por la industria, que aumenta sistemáticamente y atenúa el calentamiento debido al efecto invernadero por la radiación entrante. Por todos estos elementos, adiciona­les al efecto invernadero, que afecta el clima, los registros históricos de CO2 (emitido antropógenamente) y de la tem­peratura no van paralelos desde mediados del siglo xix, aunque sí hay un incremento claro en ésta alre­dedor de 0.6 ºC.
 
La gran semejanza entre el comportamiento del CO2, el CH4 y la temperatura en el barreno de Vostok lleva a con­siderar estos dos gases de efecto invernadero como causa y también efecto de la variación en la temperatura. En pri­mer lugar porque la variación de los gases de efecto inver­nadero como causa, y de la temperatura como efecto, prue­ba que los gases de efecto invernadero se comportan como cuerpos casi transparentes ante la radiación de onda corta, lo que permite que la radiación solar, emitida en este ran­go de longitud de onda, pueda viajar a través de la atmósfera casi sin obstáculo hasta llegar a la superficie del planeta y calentarla, aunque también parte de ésta se refleja. Sin embargo, la radiación que emite la Tierra es de onda larga y los gases de efecto invernadero son parcialmente opacos a tales longitudes de onda, por lo que no permiten que toda la energía que emite el planeta se fugue al espacio; más bien, una fracción de ésta es absorbida y reemitida hacia la superficie calentándola aún más. Esto implica que la temperatura superficial del planeta sea mayor de lo que sería si no hubiera gases de efecto invernadero en la atmósfera, ya que estos gases absorben la radiación, y por lo tanto la temperatura media del planeta sería 33°C menor de lo que es ahora.
 
En segundo porque la variación de la temperatura co­mo causa, y la de los gases de efecto invernadero como efecto, prueba que un descenso en la temperatura genera una dis­minución en la producción de CO2 y CH4 debido a que la actividad biológica de los seres vivos se reduce (aunque unos seres vivos producen y otros consumen estos gases, la concentración neta de los mismos es menor); y también porque una disminución en la temperatura hace que el océano pueda almacenar una cantidad ma­yor de CO2, ya que éste es más soluble en el agua fría.
 
La radiación recibida por la Tierra, llamada insolación, se considera como un detonador en los cambios glaciares-interglaciares. La energía emitida por el Sol casi no varía, por eso se denomina constante solar. Por ser tan pequeñas estas variaciones, los instrumentos antiguos eran incapaces de detectarlas; pero las medidas modernas han demos­trado que tal “constante” en realidad cambia. Coexisten va­rios ciclos sobrepuestos de características físicas que juntas constituyen la actividad solar; entre estas propiedades del Sol hay algunos vínculos claros y otros inciertos. Además, la actividad solar y el clima terrestre insi­núan correla­ciones que pueden ser sólo coincidencias, pues su base física es precaria.
 
Evidentemente, un aumento (o disminución) en la lu­mi­nosidad del Sol debe calentar (o enfriar) el clima y esto se registrará más claramente cuanto más fuerte o du­ra­dero sea aquél (o aquélla). La radiación recibida por la Tie­rra depende además de otros factores llamados orbitales, que son: oblicuidad, excentricidad y longitud y posición del perihelio (la distancia más corta de la Tierra al Sol). La lon­gitud del perihelio y la excentricidad determinan la órbita, y la posición del perihelio y la oblicuidad determinan la orientación de la Tierra respecto de esa órbita.
Los estudios del paleoclima muestran que mucha de la variabilidad ocurre con periodicidad correspondiente a la de la precesión, oblicuidad y excentricidad de la órbita de la Tierra, que actúan como un forzamiento inicial. El pun­to más frío de cada periodo glacial precede al final de dicho periodo excepto en el tercer ciclo. Se atribuye esto a que justo antes de esta transición se presenta la mínima in­solación a 65° de latitud norte. El 18Oatm depende fuerte­mente de las propiedades climáticas y relaciona éstas con la insolación. Sin embargo, al comparar estas dos variables con los registros de CO2, CH4 y temperatura de los datos de Vostok, se puede ver que la insolación y los parámetros orbitales no son determinantes en la variabilidad climática para un periodo de por lo menos un millón de años.
 
El holoceno
 
Dentro del cuaternario (periodo geológico actual, iniciado hace dos millones de años), en su última cuarta parte pre­dominaron cuatro glaciaciones, con breves etapas cálidas intercaladas. Sin embargo, el último lapso interglacial ha sido mucho más largo que sus antecesores (12 mil años); a esta etapa geológica se le llama holoceno.
 
A pesar de que la primera mitad del holoceno fue por lo general más cálida que la actual, hacia el año 8200 an­tes del presente hubo un abrupto y corto episodio bastante frío del cual tenemos numerosos indicadores: la concentra­ción de metano disminuyó a nivel global, los colores de los sedimentos marinos de Cariaco, Venezuela, correspon­dientes a esa época aparecen más claros y la temperatura en Summit, Groenlandia, descendió unos 6 ºC.
 
Se piensa que la calidez del holoceno propició el desarrollo de la civilización (sedentarismo-agricultura-urbanización), y a su vez, la civilización propició industrialización a partir de mediados del siglo xix y con ella (seguramente) el aumento de bióxido de carbono en la atmósfera y el (muy probable) calentamiento global actual. Esta nueva épo­ca de la evolución del planeta, afectado apreciablemente por el hombre, se llama antropoceno.
 
Existen medidas directas del clima (es decir con ins­tru­mentos) sólo para el último siglo y medio; para todo el res­to, el clima se ha medido indirectamente. O sea que de los innumerables cambios climáticos, únicamente el pro­du­cido por el hombre ha sido registrado directamente con instrumentos también hechos por el hombre. El registro de todos los demás se hace con los llama­dos indicadores paleoclimáticos o proxies.
 
Las evaluaciones basadas en los principios de la física, y de los modelos climáticos indican que es improbable que el forzamiento natural pueda por sí solo explicar los di­fe­rentes cambios pasados observados en la temperatura de la atmósfera.
 
Si bien la reconstrucción de los forzamientos naturales es incierta, la inclusión de sus efectos provoca un aumento en el promedio de temperaturas a escalas tem­po­rales de varios decenios.
 
Los modelos y las observaciones muestran un aumento en la temperatura a nivel mun­dial, un mayor contraste entre la temperatura de la superficie terrestre y de los océanos, una disminución en la extensión de hielo marino, una re­tracción de los glaciares, una elevación del nivel del mar y un aumento en las precipita­ciones en latitudes altas del he­misferio norte. Los modelos predicen un ritmo de ca­len­ta­miento más rápido en las capas medias a superiores de la troposfera al que se obser­va en los re­gistros de temperatura tro­pos­fé­rica obtenidos mediante satélites o radiosondas.
   
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José Ramón Hernández Balanzar
Instituto de Ciencias Nucleares,
Universidad Nacional Autónoma de México.
 
Es físico egresado de la Facultad de Ciencias, UNAM. Desde 1992 se dedica a la divulgación de la ciencia. Ha sido revisor académico de libros de texto de la SEP actualmente es  profesor en la Facultad de Ciencias y Coordinador de Difusión y Divulgación en el Instituto de Ciencias Nucleares de la UNAM.
     
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como citar este artículo 
 
Hernández Balanzar, José Ramón. 2008. El metabolismo de la Tierra. Ciencias, núm. 90, abril-junio, pp. 4-14. [En línea].
     

 

 

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