E11 Interacción Atmósfera - Criósfera

Tópico

La criosfera —el hielo marino, los glaciares, la nieve y el permafrost— interacciona con la atmósfera mediante retroalimentaciones tanto radiativas como dinámicas que son de gran importancia para el sistema climático actual y futuro. La más directa de todas es la retroalimentación hielo-albedo: el hielo puede reflejar entre la mitad y más de ocho décimas de la radiación solar que recibe, muchísimo más de lo que refleja el océano abierto, que apenas devuelve entre un seis y un diez por ciento de esa misma radiación, o la vegetación, que devuelve entre un diez y un veinticinco por ciento. Cuando el hielo marino se pierde, la superficie que queda al descubierto —océano abierto en vez de hielo— absorbe mucha más radiación solar de la que absorbía antes, esa mayor absorción calienta más esa misma superficie, y ese calentamiento adicional derrite todavía más hielo marino, cerrando una retroalimentación positiva que amplifica el cambio climático en las regiones polares.

Esta retroalimentación hielo-albedo es uno de los mecanismos detrás de la amplificación polar ártica, el fenómeno por el cual el Ártico se calienta entre dos y cuatro veces más rápido que el promedio global. Además de la retroalimentación hielo-albedo, otros tres mecanismos contribuyen a esa amplificación polar ártica: la pérdida de calor latente por congelación del mar, que en condiciones normales queda atrapado bajo una capa de inversión térmica cerca de la superficie y que se debilita cuando se forma menos hielo nuevo; el incremento del vapor de agua atmosférico, que como cualquier otro gas de efecto invernadero retiene más radiación de onda larga cerca de la superficie; y la redistribución del calor oceánico, que lleva calor desde latitudes más bajas hasta el Ártico.

Todo este calentamiento adicional que sufre el Ártico reduce el gradiente de temperatura meridional entre el Ártico y las latitudes medias, y esa reducción del gradiente tiene, a su vez, consecuencias dinámicas sobre el resto de la atmósfera: debilita los chorros de viento que ese mismo gradiente de temperatura ayuda a sostener, y puede aumentar la amplitud de las ondas de Rossby que viajan a lo largo de esos chorros debilitados. Unas ondas de Rossby de mayor amplitud se mueven, además, más lentamente, y esa lentitud es lo que hace que los extremos meteorológicos asociados a ellas persistan más tiempo sobre una misma región.

La cobertura de nieve sobre los continentes produce efectos muy parecidos a los del hielo marino, aunque sobre tierra firme en vez de sobre el océano. Modifica el albedo de la superficie de la misma manera que lo hace el hielo marino, dando lugar a su propia retroalimentación nieve-albedo; aumenta la estabilidad de la capa límite atmosférica que tiene encima, inhibiendo la convección de la misma forma en que lo hace cualquier superficie fría y estable; y afecta al ciclo hidrológico de la región, porque almacena agua en forma sólida durante el invierno y la libera de forma diferida cuando esa nieve se derrite en primavera, en vez de dejar que esa agua escurra de inmediato como lo haría la lluvia.

Así, la criosfera —ya sea como hielo marino que se pierde y amplifica su propia pérdida, como nieve continental que modula el albedo y retiene agua, o como el permafrost y los glaciares que forman parte del mismo sistema— termina moldeando tanto el balance radiativo como la dinámica de toda la atmósfera que tiene encima, y es precisamente esa doble influencia, radiativa y dinámica, la que hace de la interacción entre la criosfera y la atmósfera una de las piezas más sensibles del sistema climático.

ID:1402