100 qüestions per entendre el canvi climàtic

 

 

En aquesta primera part del llibre es responen tota una sèrie de preguntes amb l’objectiu de raonar des d’un punt de vista científic per quina raó el clima canvia i com s’estudia aquest canvi, deixant de banda els efectes i les conseqüències que això comporta. Comprendre què és el clima, per què canvia, quins són els principals factors que el fan variar i per què ajudarà el lector no només a conèixer i entendre millor les conseqüències i els efectes que es descriuran a les altres parts del llibre, sinó també a poder raonar i entendre per si mateix altres qüestions no contemplades en aquest llibre.

La dinàmica atmosfèrica, que és la que acaba definint el clima, és complexa, el resultat de multitud d’interaccions i factors ben diversos. La base d’aquesta dinàmica, però, respon a algunes lleis i fenòmens físics que, de forma teòrica, donen resposta a com i per què canvia el clima.

01 / 100

QUÈ ÉS EL CLIMA?

La Terra, a diferència d’altres planetes del nostre sistema solar, té una capa d’aire que l’envolta, que configura l’atmosfera. Aquest aire, a les capes inferiors de l’atmosfera, és una barreja de gasos: els principals són el nitrogen (78%), l’oxigen (21%) i l’argó (0,9%). L’atmosfera terrestre s’estén des de la superfície del planeta fins a l’espai exterior. No hi ha un consens clar sobre aquesta altura, però podríem dir que, com a mínim, són uns 1.500 km d’altura.

L’aire de l’atmosfera no és estàtic, sinó que es desplaça, tant en latitud i en longitud com verticalment, fins al límit de la troposfera, la primera de les capes de l’atmosfera (on tenen lloc els fenòmens meteorològics), que s’estén uns 18 km a la zona equatorial i uns 8 km a les polars (vegeu el número 1 d’aquesta col·lecció, 100 qüestions per entendre l’atmosfera, per a més detalls). En aquests processos l’aire s’escalfa i es refreda, guanya i perd humitat, genera núvols i els dissipa. En definitiva, el moviment de l’aire genera la diversitat de fenòmens atmosfèrics que coneixem, el que anomenem meteorologia. La freqüència i el tipus de fenòmens meteorològics varia d’un lloc a un altre del planeta.

Què és, però, el clima? El conjunt dels fenòmens meteorològics que tenen lloc en una determinada àrea és el que defineix el clima d’aquesta zona. Podríem dir que el clima és la successió d’estats mitjans de l’atmosfera en un període de temps prou llarg, que l’Organització Meteorològica Mundial determina en 30 anys com a mínim. Si féssim un símil cinematogràfic, podríem dir que cadascun dels fotogrames del rodet d’una pel·lícula serien els episodis meteorològics. La successió dels diferents fotogrames que defineixen la pel·lícula seria la climatologia. Així doncs, si per poder saber de què va la pel·lícula hem de veure una quantitat mínima de fotogrames, per saber com és el clima d’una zona hem de tenir un mínim de registres (episodis) meteorològics.

El clima és, doncs, l’estat mitjà de l’atmosfera i dels fenòmens meteorològics que passen en una zona. És per aquesta raó que per definir el clima es donen valors mitjans: temperatura, precipitació, nombre de tempestes, nombre de dies de rosada, etc.

02 / 100

EL CLIMA DE LA TERRA HA ESTAT SEMPRE EL MATEIX?

El clima no és estàtic, té una variabilitat natural. No ens referim a una variabilitat estacional (les condicions meteorològiques mitjanes canvien al llarg de l’any, i defineixen així les diferents estacions anuals), sinó a una variabilitat de període més llarg. Els registres paleontològics i geològics demostren que el clima de la Terra ha estat una successió de períodes glacials, en què el gel i el fred han dominat el planeta, i períodes interglacials, amb unes condicions climàtiques més càlides. Una de les causes principals ha estat la deriva continental, que en determinades ocasions ha modificat la forma i circulació de les conques oceàniques i ha influït en la distribució de la calor a escala global. La variació de paràmetres relacionats amb l’òrbita terrestre també ha estat un dels factors que han modificat el balanç energètic de la Terra i ha causat períodes glacials.

Un dels indicadors climàtics que permeten analitzar el clima de fins a 5 milions d’anys d’antiguitat és la composició isotòpica de l’oxigen de l’aigua del mar. En períodes freds, els oceans s’enriqueixen amb l’isòtop de l’oxigen 18.

Actualment ens trobem en un d’aquests períodes interglacials, en què el gel ha quedat restringit a les zones polars i en glaceres d’algunes zones muntanyoses del planeta. Però, fins i tot en un període interglacial com el que ens trobem, el clima presenta fluctuacions naturals. Els darrers 2.000 anys, per exemple, la Terra ha experimentat refredaments i escalfaments naturals. Entre els segles IX i XIII aproximadament es va produir un període d’estabilitat meteorològica, càlid, que es coneix com òptim climàtic medieval, que va permetre, per exemple, que els víkings colonitzessin Groenlàndia, que les glaceres dels Alps es retiressin i tinguessin una extensió molt menor que l’actual, o que el conreu de la vinya s’estengués a latituds on ara és inviable (fins a l’actual Anglaterra). Però entre el segle XIV i mitjan segle XVIII el clima de la Terra tornà a canviar i es va iniciar un període meteorològicament inestable, amb més precipitacions i fred, que s’anomena la petita edat de gel. Amb diferents fluctuacions, des del començament del segle XIV fins a mitjan segle XIX el clima de la Terra va esdevenir fins a 2 ºC més fred que el del període 1961-1990. Els científics han estudiat bé aquesta etapa climàtica i han diferenciat fins a tres etapes de refredament en aquest període, atribuïbles a un increment de l’activitat volcànica i a una reducció de l’activitat solar. Les conseqüències d’aquesta reducció tèrmica natural es troben ben documentades. El riu Ebre, per exemple, es va gelar al seu pas per Tortosa fins a set vegades entre el 1505 i el 1789. Apareixen milers de pous de gel al litoral i prelitoral mediterrani, entre Elx i Portbou, a una altitud inferior a 1.200 m, on era freqüent emmagatzemar neu i gel durant tot l’any. A Europa, les baixes temperatures estivals i les pluges freqüents fomenten la propagació de malalties que afecten milions de persones, com la pesta negra. Les glaceres a les muntanyes del continent es van estendre, fins i tot al vessant sud del Pirineu (l’any 1894 n’hi havia una extensió de gairebé 1.800 ha, mentre que al començament del segle XX només 290 ha).

A partir de mitjan segle XIX, la temperatura de la Terra inicia un nou ascens, suau, fins a la dècada del 1940, en què novament un petit refredament i una major inestabilitat atmosfèrica es van imposar fins a mitjan dècada del 1970, en què l’ascens tèrmic torna a dominar la Terra, aquest cop a un ritme més ràpid, i molt ràpid sobretot a partir de la dècada dels anys 1990 fins a l’actualitat.

03 / 100

QUINS FACTORS NATURALS GENEREN CANVIS EN EL CLIMA DE LA TERRA?

El clima de la Terra està determinat, en línies generals, per dos conjunts de factors: els que podríem anomenar endògens, que són aquell conjunt de factors que influeixen en el clima i que formen part del mateix sistema atmosfera-Terra, i els exògens, factors exteriors al nostre planeta. Comencem per aquests últims, els exògens. Els canvis en els paràmetres orbitals de la Terra al voltant del Sol i la seva relació amb els períodes glacials van ser estudiats pel matemàtic i astrònom serbi Milutin Milankovich. La seva teoria es basa en tres cicles de l’òrbita terrestre en una escala de desenes de milers d’anys, a causa de l’atracció que la Lluna i la resta de planetes exerceixen sobre la Terra. El primer dels cicles fa referència a l’obliqüitat de l’òrbita, és a dir, a l’angle d’inclinació de l’eix de rotació de la Terra respecte al pla de l’eclíptica (la trajectòria que segueix la Terra al voltant del Sol). Actualment aquest angle és d’uns 23,5º, però en un període d’uns 40.000 anys pot variar entre 22,1 i 24,5º. Aquest canvi d’inclinació genera canvis en el repartiment de l’energia que prové del Sol cap a la Terra i, per tant, un canvi en el moviment de les masses d’aire. El segon cicle fa referència a l’excentricitat de l’òrbita. La Terra orbita actualment al voltant del Sol en una òrbita gairebé circular, però no ha estat sempre així. Aproximadament cada 100.000 anys l’òrbita terrestre es fa més el·líptica. En els moments de màxima excentricitat, la Terra es troba més lluny del Sol i, consegüentment, l’energia que arriba al nostre planeta és menor. Això provoca una alteració en el balanç energètic de la Terra i fa que pugui iniciar-se un refredament global. El darrer dels cicles fa referència a la precessió de l’òrbita del nostre planeta. La Terra, en el seu moviment de translació al voltant del Sol i el seu propi de rotació, té un moviment semblant al d’una baldufa: l’eix terrestre descriu una circumferència aproximadament cada 26.000 anys. Els canvis en la precessió impliquen un desplaçament en el moment en què la Terra assoleix el periheli (el punt en què la Terra es troba més a prop del Sol), la qual cosa intensifica l’energia que es rep en un dels hemisferis i la redueix en l’altre, sobretot a les zones polars, on variacions importants de l’energia solar poden provocar períodes glacials.

El Sol, tot i tenir una activitat força regular, no és constant del tot, com ho evidencien els canvis en les taques solars. La variació, per molt lleugera que sigui, de la seva activitat podria comportar canvis en el clima de la Terra. Es calcula que una variació de l’1% de l’activitat solar comporta canvis de 2-3 ºC en la temperatura mitjana de l’aire a la superfície terrestre. Tot i que no es coneix bé la fluctuació de l’activitat solar, sí que sabem que aproximadament cada 1.000 milions d’anys l’activitat solar augmenta un 10%. D’altra banda, es coneix un cicle d’11 anys en l’activitat solar, i un altre d’uns 80 anys, que poden fer variar lleugerament la quantitat d’energia que arriba a la Terra i, consegüentment, canviar lleugerament les condicions climàtiques de la superfície de la Terra.

Existeixen molts altres factors exògens que tenen una influència en el clima de la Terra. Darrerament, els científics han determinat que la variació del camp magnètic solar i terrestre genera també canvis climàtics a la Terra.

Pel que fa als endògens, el vulcanisme n’és un dels més ben estudiats. L’emissió a l’estratosfera de pols i cendres volcàniques durant mesos i fins i tot anys, sobretot dels volcans situats a latituds equatorials i tropicals, provoca que a la superfície terrestre hi incideixi una menor radiació solar i, consegüentment, que hi arribi menys energia. Això provoca un refredament global al planeta, que pot comportar l’inici d’un període fred. El corrent del Golf és també un mecanisme endogen ben conegut. Un corrent superficial d’aigua càlida del golf de Mèxic es desplaça cap a latituds més elevades i passa per davant de les costes atlàntiques d’Europa fins arribar més enllà d’Islàndia. En aquest ascens de latitud, l’aigua cedeix la seva calor a l’aire i tempera el clima de l’Europa occidental. L’aigua es va refredant, augmenta la salinitat i la densitat i s’enfonsa més enllà d’Islàndia fins al fons marí, on apareix un corrent profund de retorn. Un afebliment o l’aturada d’aquests corrents marins té un paper clau en el clima del planeta. Si la calor de la zona equatorial no és transportada a les zones polars, com ha passat en diverses ocasions al llarg de la història del planeta, el casquet polar augmenta d’extensió i s’expandeix cap al sud. Això provoca un augment de l’albedo, és a dir, que hi hagi més reflexió de la radiació solar (i, per tant, menys absorció). S’inicia així un procés de retroalimentació que pot comportar l’inici d’una era glacial. Els núvols, les partícules en suspensió i la concentració de determinats gasos a l’atmosfera, entre d’altres, també són factors endògens que seran tractats més endavant.

04 / 100

SI LA TERRA REP CONTÍNUAMENT ENERGIA DEL SOL, PER QUÈ EL CLIMA DE LA TERRA NO ES FA MÉS I MÉS CÀLID?

La Terra presenta un balanç energètic que permet que la temperatura del nostre planeta es mantingui en un marge estret, la qual cosa facilita l’existència d’aigua líquida i que hi pugui haver vida. En aquest balanç, la radiació solar entrant a l’atmosfera, provinent del Sol, està compensada amb una radiació infraroja que es retorna cap a l’espai exterior. Si l’energia entrant fos més gran que la sortint, la Terra s’escalfaria, mentre que si la sortint fos major que l’entrant, es refredaria.

El balanç energètic terrestre consisteix en el següent: la radiació solar, en arribar a la Terra, es dispersa per l’atmosfera, els núvols i el sòl. De 100 unitats d’energia incident, 30 unitats són reflectides cap a l’espai novament, mentre que 70 unitats són absorbides per l’atmosfera i la Terra en diferents formes. Per això es diu que l’albedo planetari és del 30%. D’aquestes 30 unitats d’energia reflectides, 20 corresponen als núvols, 6 als aerosols atmosfèrics (partícules sòlides suspeses a l’atmosfera) i 4 a la reflexió amb el sòl. Cal destacar, doncs, la importància dels núvols en el balanç energètic del planeta, així com també del tipus de coberta de la Terra i la quantitat d’aerosols presents a l’atmosfera. D’això en parlarem més endavant. De les 70 unitats absorbides, 19 unitats ho són pels gasos atmosfèrics i els núvols i 51 unitats per la superfície terrestre.

Fins aquí el balanç de l’energia entrant. Què li passa a l’energia sortint? Suposem que la superfície terrestre emet 117 unitats d’energia. D’aquestes, 111 unitats són absorbides per alguns gasos atmosfèrics, els anomenats gasos d’efecte hivernacle (vegeu la qüestió següent), 96 unitats de les quals són reemeses novament cap a la superfície terrestre. És el fenomen anomenat efecte hivernacle. De les 117 unitats d’energia, 6 s’escapen cap a l’espai exterior a través del que es coneix com finestres atmosfèriques, un rang de radiació energètica que no és absorbida per cap gas atmosfèric. Addicionalment a aquestes 117 unitats d’energia emeses per la superfície, existeix un flux de calor a través de la superfície que correspon a dos processos importants que tenen lloc a l’atmosfera: el flux de calor sensible, que origina els corrents convectius que arrosseguen l’aire calent de la superfície cap a les parts més altes de la troposfera i l’aire fred de la part més alta cap a la més baixa, i el flux de calor latent, que és transportat pel vapor d’aigua que, en condensar-se per formar núvols, és alliberat a l’atmosfera. A la calor sensible li corresponen 7 unitats d’energia i a la latent, 23 unitats.

Amb tot, el balanç energètic global del planeta és zero. Si ens centrem en la superfície, aquesta rep 51 unitats d’energia provinent de la radiació solar i 96 unitats de l’energia retornada pels gasos d’efecte hivernacle, en total 147 unitats. De la superfície, s’emeten 7 unitats en forma de calor sensible, 23 en forma de calor latent i 117 unitats d’energia en forma de radiació infraroja. En total, també, 147 unitats d’energia.

D’altra banda, l’atmosfera absorbeix 19 unitats provinents de la radiació solar i 111 de la radiació terrestre, en total 130 unitats, les mateixes que emet l’atmosfera: 96 unitats emeses pels gasos d’efecte hivernacle cap a la superfície i 64 emeses cap a l’espai exterior.

Finalment, si ens fixem en el sistema Terra-atmosfera, el nostre planeta rep 100 unitats d’energia solar i n’emet també 100 cap a l’espai exterior: 30 és la contribució de l’albedo planetari, 6 unitats s’emeten de la superfície terrestre a través de les finestres atmosfèriques i 64 unitats les emet l’atmosfera cap a l’espai exterior.

Aquest nul balanç energètic del sistema Terra-atmosfera-superfície és el que fa que el nostre planeta tingui una temperatura constant, tot i rebre contínuament energia provinent del Sol. Cal destacar, però, que la variació d’alguns dels paràmetres descrits, com els núvols, els gasos d’efecte hivernacle o la coberta del sòl, entre d’altres, pot fer canviar el balanç energètic i que, per tant, l’equilibri energètic es faci a una temperatura diferent de l’actual.

05 / 100

COM AFECTA A LA CIRCULACIÓ GENERAL DE L’ATMOSFERA UN INCREMENT DE LA TEMPERATURA D’EQUILIBRI DEL PLANETA?

La Circulació General de l’Atmosfera (CGA) està determinada per la posició mitjana dels cinturons d’altes i baixes pressions: un cinturó de baixes pressions es localitza aproximadament a 60º de latitud, i un d’anticiclons a uns 30º de latitud, en els dos hemisferis. A la zona equatorial hi domina un cinturó de baixa pressió, i al pol una zona d’alta pressió (vegeu la pregunta 19 del llibre 100 qüestions per entendre l’atmosfera d’aquesta mateixa col·lecció). Aquests cinturons defineixen les tres cèl·lules de la CGA: la cèl·lula polar (entre 90º i 60º aproximadament), la de Ferrel (entre 60º i 30º) i la de Hadley (de 30º a 0º). El moviment de les masses d’aire es fa de les altes pressions a les baixes i forma així els grans vents dominants de la Terra. A més a més, a les zones d’altes pressions (confluència entre les cèl·lules polar i de Ferrel) hi domina la inversió de subsidència, on l’aire de les capes altes de la troposfera descendeix i, per tant, hi predomina l’estabilitat atmosfèrica, mentre que a les zones de baixa pressió (confluència entre les cèl·lules de Ferrel i de Hadley) hi predomina la inestabilitat, pel procés contrari, l’ascens d’aire superficial.

La posició mitjana d’aquests cinturons d’altes i baixes pressions (on interaccionen les cèl·lules de la CGA) està determinada, fonamentalment, per la diferència de temperatura entre les zones equatorial i polar. Així, per exemple, a l’estiu boreal, la diferència entre la temperatura polar i l’equatorial es redueix. Això fa que la confluència entre la cèl·lula polar i la de Ferrel, i també entre la de Ferrel i la de Hadley, tendeixi a situar-se en latituds majors. En el cas de la nostra latitud, l’anticicló de les Açores se situa més al nord que a l’hivern i estabilitza l’atmosfera durant l’estiu. A la tardor i a l’hivern, en canvi, la temperatura del pol Nord baixa de forma important i la diferència entre la temperatura del pol i la de l’equador es fa més gran. Aleshores les cèl·lules abans esmentades tendeixen a situar-se a latituds més baixes. En el cas de la nostra latitud, l’anticicló de les Açores se situa més al sud, així com les baixes pressions del nord, que ens afecten d’una forma més directa.

L’alteració del balanç energètic de la Terra per un increment de l’efecte hivernacle comporta, com ja s’ha descrit, un increment de la temperatura d’equilibri. Segons les observacions (es descriuen amb més detall a la segona part d’aquest llibre) i els models de canvi climàtic, aquest increment tèrmic del planeta no serà uniforme, sinó que la pujada serà molt més marcada als pols (en especial el Nord) i molt més moderada a la zona equatorial. Això suggereix que la diferència tèrmica entre les zones polar i equatorial es reduirà i, per tant, la posició mitjana de les cèl·lules de la CGA tendiran a una configuració semblant a la de l’estiu: el cinturó d’anticiclons i de baixes pressions tendiran a situar-se més al nord. Les conseqüències d’aquesta reordenació de la CGA comportaran una sèrie de canvis importants, que es descriuen a la segona part d’aquest llibre.

06 / 100

QUÈ ÉS L’EFECTE HIVERNACLE?

Existeixen determinats gasos que tenen la propietat d’absorbir la radiació infraroja que els incideix i de remetre-la novament cap al seu voltant. Aquests gasos s’anomenen gasos d’efecte hivernacle, i el fenomen, efecte hivernacle.

L’efecte hivernacle és un procés d’origen natural que es produeix a la nostra atmosfera. Els principals gasos causants d’aquest efecte a la nostra atmosfera són el vapor d’aigua, el metà i el diòxid de carboni. En el balanç energètic descrit a l’anterior pregunta, un elevat nombre d’unitats d’energia de les emeses per la superfície terrestre es reemeten novament cap a la superfície terrestre després que les hagin absorbit els gasos atmosfèrics d’efecte hivernacle. Concretament, de les 111 unitats d’energia emeses per la superfície, 96 són absorbides i reemeses pels gasos d’efecte hivernacle de l’atmosfera. Si aquests gasos no hi fossin, i per tant no es produís l’efecte hivernacle, la temperatura d’equilibri del planeta seria uns 33 ºC inferior a l’actual, i se situaria al voltant dels –18 ºC en comptes dels aproximadament 16 ºC actuals. És a dir que l’efecte hivernacle és un procés que permet l’existència d’aigua líquida a la Terra i, per tant, el desenvolupament de la vida com la coneixem actualment.

L’efecte hivernacle, doncs, no és la causa del canvi climàtic, com sovint podem sentir o llegir. L’efecte hivernacle és, com hem dit, un fenomen natural originat per alguns gasos atmosfèrics. L’activitat antròpica, no només l’emissió massiva de gasos producte de l’ús de combustibles fòssils, com el diòxid de carboni, els òxids de nitrogen i de sofre, i la formació d’ozó troposfèric, sinó també les emissions de metà de l’agricultura i la ramaderia, s’estan acumulant a l’atmosfera d’una forma considerable, la qual cosa incrementa l’efecte hivernacle atmosfèric. Consegüentment, el balanç energètic del planeta queda alterat, incrementa l’energia reemesa per aquests gasos cap a la superfície terrestre i fa augmentar la temperatura d’equilibri del sistema atmosfera-superfície terrestre.

El vapor d’aigua és, amb diferència, el gas més important que genera aquest efecte. A diferència dels altres, però, pot canviar de fase, condensar-se i originar precipitacions a la temperatura en la qual es troba a l’atmosfera. Això no succeeix amb els altres gasos i, per tant, s’acumulen a l’atmosfera i incrementen l’efecte hivernacle. Per això, una de les principals lluites contra el canvi climàtic és reduir-ne les emissions.

07 / 100

QUÈ ÉS LA CORBA DE KEELING?

L’any 1958, el científic David Keeling va posar en marxa mesures contínues de la concentració de diòxid de carboni a l’atmosfera en un lloc remot de la Terra, allunyat de les grans ciutats, en un observatori situat a 3.397 metres d’altura, a prop del cim del volcà Mauna Loa, a Hawaii. Keeling fou la primera persona que va mantenir una regularitat en la mesura d’aquest gas i, amb el pas dels anys, el gràfic que mostra la mesura de la concentració de diòxid de carboni ha passat a ser conegut i anomenat com la corba de Keeling. Aquest gràfic mostra una variabilitat interanual del CO₂: a l’hivern de l’hemisferi nord, aquest gas augmenta lleugerament, mentre que a la primavera i l’estiu disminueix. Aquest fet és causat per l’activitat de la vegetació a l’hemisferi nord: durant la primavera i l’estiu, el creixement i la floració dels vegetals absorbeixen el CO₂₂₂₂