Observación del vapor de agua

Algunos gases atmosféricos, como el vapor de agua y el CO2, absorben y reemiten energía infrarroja desde la atmósfera hasta la superficie de la Tierra. Este proceso, el efecto invernadero, hace que la temperatura media de la superficie sea 33 °C mayor de lo que sería en su ausencia. Si no fuera por el efecto invernadero, la temperatura media de la Tierra sería de unos fríos -18 °C. Sin embargo, son los gases de efecto invernadero no condensables o de larga vida -principalmente el CO2, pero también el metano (CH4), el óxido nitroso (N2O) y los halocarbonos (CFC, HCFC, HFC)- los que actúan como impulsores del efecto invernadero. El vapor de agua y las nubes actúan como retroalimentación rápida, es decir, el vapor de agua responde rápidamente a los cambios de temperatura, a través de la evaporación, la condensación y la precipitación.

Esta fuerte retroalimentación del vapor de agua significa que para un escenario que considere una duplicación de la concentración de CO2 respecto a las condiciones preindustriales, el vapor de agua y las nubes provocan globalmente un aumento de la energía térmica que es aproximadamente tres veces mayor que el de los gases de efecto invernadero de larga duración. Por tanto, medidos en la capacidad de atrapar el calor que emana de la superficie de la Tierra, el vapor de agua y las nubes son los que más contribuyen al calentamiento. La cantidad de vapor de agua en la atmósfera es una respuesta directa a la cantidad de CO2 y de los demás gases de efecto invernadero de larga duración, y aumenta a medida que éstos lo hacen.

Nos es imposible controlar directamente la cantidad de vapor de agua en la atmósfera, ya que el agua se encuentra en todo el planeta: cubre el 71% de la superficie de la Tierra. Para limitar la cantidad de vapor de agua en la atmósfera y controlar la temperatura de la Tierra, debemos limitar los gases de efecto invernadero sobre los que, en la práctica, podemos hacer algo: El CO2 y los demás gases de efecto invernadero de larga duración.

El AGAW observa el vapor de agua ya que es un componente atmosférico importante por el papel que desempeña en el sistema climático como potente gas de efecto invernadero y como fuente de nubes. El vapor de agua también es importante como compuesto químico, tanto en la troposfera como fuente del radical hidroxilo, el oxidante más importante de la troposfera, como en la estratosfera, donde influye en el agotamiento del ozono, especialmente en las regiones polares.

Carga útil de sondeoque consiste en un higrómetro de punto de congelación de la NOAA (FPH, delante), una ozonosonda de célula de concentración electroquímica (ECC) (detrás) y una radiosonda InterMet (izquierda). El fino tubo de entrada de aire de acero inoxidable se extiende por la parte superior del FPH. Un tubo similar se fija en la parte inferior del FPH antes del lanzamiento.

Medición del vapor de agua

El vapor de agua atmosférico puede medirse utilizando una amplia gama de técnicas y plataformas de observación. Estas observaciones se utilizan principalmente para la predicción numérica del tiempo, la vigilancia y la investigación del clima y la química atmosférica. El vapor de agua se mide in situ mediante instrumentos basados en globos y aviones, y a distancia mediante sensores basados en satélites y en tierra.

Las diferentes técnicas para medir el vapor de agua incluyen el uso de:

• Sensores pasivos de microondas instalados en plataformas de órbita polar;
• Sensores infrarrojos, que constituyen el registro satelital más largo de los instrumentos de perfilado y sondeo de vapor de agua;
• Imágenes ultravioletas/visibles/infrarrojas cercanas (métodos de recuperación diurna que utilizan dos canales y proporcionan una alta resolución espacial (~ 1 km));
• Sondeo de la extremidad, la técnica de sondeo de varias capas de la atmósfera mediante la observación a lo largo de un rayo tangente que no se cruza con la superficie de la Tierra;
• Radiosondas, un instrumento comúnmente utilizado para el sondeo in situ que proporciona perfiles de alta calidad de la humedad relativa (entre otras variables) con una resolución vertical aún inigualable de aproximadamente 5 metros – a escala mundial se lanzan alrededor de 1 000 radiosondas cada día. Los sensores de humedad de las radiosondas proporcionan datos de humedad de buena calidad en la mayor parte de la troposfera, sin embargo, hay que aplicar importantes correcciones a sus mediciones de humedad en la troposfera superior y la estratosfera;
• Higrómetros de punto de congelación a bordo de globos que utilizan un espejo refrigerado, cuya temperatura se controla cuidadosamente a la temperatura del punto de congelación;
• Instrumentos terrestres, que permiten un sondeo semicontinuo de la masa de aire sobre una ubicación fija; y
• Varios aviones comerciales de largo alcance equipados con sensores de vapor.

Las tendencias en el vapor de agua atmosférico observado se ven obstaculizadas por las inhomogeneidades en los registros de datos, que se producen cuando se interrumpen los programas de medición debido, por ejemplo, a la limitada vida útil de las misiones de los satélites o a los cambios insuficientemente documentados o comprendidos en la instrumentación. La combinación de registros de diferentes instrumentos que no coinciden entre sí también es un problema. Un ejemplo es el desfase entre los registros de los instrumentos de los satélites HALOE y MLS. No obstante, las observaciones muestran un aumento constante de la columna de vapor de agua total, así como un aumento neto de 30 años del vapor de agua estratosférico.

Emrys Hall (CIRES, Universidad de Colorado) se prepara para lanzar un globo con un FPH de la NOAA, una ozonosonda del ECC y una radiosonda desde el Marshall Field Site en Boulder, Colorado.

El vapor de agua en los modelos climáticos

Durante la segunda mitad del siglo XX, la cantidad de vapor de agua en la estratosfera mostró una tendencia neta al aumento, pero desde el año 2000 ha habido periodos de abundancia tanto creciente como decreciente (Nedoluha et al., 2013). Actualmente se carece de una comprensión exhaustiva de todos los mecanismos que impulsan los cambios en el vapor de agua estratosférico. La mayor parte del transporte de gases de la troposfera a la estratosfera se produce a través de la tropopausa tropical. Debido a las bajas temperaturas de esta región de la atmósfera, el aire se congela y entra muy poca agua en la estratosfera. De hecho, una fuente importante de vapor de agua estratosférico es la oxidación del metano transportado desde la troposfera. Se espera que el futuro calentamiento debido al cambio climático y el aumento de las concentraciones de metano provoquen un mayor vapor de agua en la estratosfera.

El aumento del vapor de agua en la troposfera superior y la estratosfera inferior (UTLS) provoca un enfriamiento radiativo en estos niveles e induce un calentamiento en la superficie. Análisis recientes sugieren que el calentamiento en la superficie de la Tierra puede ser sensible a los cambios de subpartes por millón (ppm) en volumen del vapor de agua en la estratosfera inferior. Las investigaciones han revelado que una disminución del 10% del vapor de agua estratosférico entre 2000 y 2009 ha frenado el ritmo de aumento de la temperatura global de la superficie durante ese periodo en un 25% aproximadamente, en comparación con el que se habría producido únicamente debido al CO2 y a otros gases de efecto invernadero.1 Datos más limitados sugieren que el vapor de agua estratosférico probablemente aumentó entre 1980 y 2000, lo que habría incrementado el ritmo decenal de calentamiento de la superficie durante la década de 1990 en un 30% aproximadamente, en comparación con las estimaciones que no tienen en cuenta este cambio. Estos resultados demuestran que el vapor de agua estratosférico es un importante impulsor del cambio climático global en la superficie durante una década.

A falta de observaciones tridimensionales globales del vapor de agua, los productos de reanálisis globales se utilizan a menudo para validar las simulaciones de los modelos numéricos. Dos conjuntos de datos de reanálisis muy utilizados son el Modern-Era Retrospective Analysis for Research and Applications (MERRA) de la NASA, su versión más reciente MERRA2, y los reanálisis provisionales del Centro Europeo de Predicción Meteorológica a Medio Plazo (ECMWF).

Un estudio reciente ha demostrado que los datos de reanálisis sobre el vapor de agua atmosférico a gran altitud, crítico para el efecto invernadero, no son tan precisos como se pensaba. Los datos de vapor de agua para la región de UTLS de estos conjuntos de datos de reanálisis se han comparado con los datos de vapor de agua del Microwave Limb Sounder (MLS) del satélite AURA. Estos datos de satélite no se han utilizado en la producción de estos reanálisis, por lo que representan un conjunto de datos independiente muy adecuado para la validación. El estudio ha revelado que los reanálisis difieren bastante de las observaciones del MLS, sobrestimando el vapor de agua medio anual en la troposfera superior en un 150% aproximadamente. Verticalmente, el transporte de vapor de agua a través de la tropopausa tropical (16-20 km) en los reanálisis es más rápido hasta un ~86% en comparación con las observaciones del MLS. En la estratosfera tropical inferior (21-25 km), el transporte vertical medio del ECMWF es un 168% más rápido que la estimación del MLS, mientras que MERRA y MERRA2 tienen velocidades de transporte vertical dentro del 10% de los valores del MLS. Horizontalmente a 100 hectopascales (hPa), tanto las observaciones del MLS como los reanálisis muestran un transporte hacia los polos más rápido en el hemisferio norte que en el hemisferio sur. En comparación con las observaciones MLS, el transporte horizontal de vapor de agua tanto para MERRA como para MERRA2 es un 106% más rápido en el Hemisferio Norte, pero aproximadamente un 42-45% más lento en el Hemisferio Sur. El transporte horizontal de ECMWF es un 16% más rápido que las observaciones de MLS en ambos hemisferios.

Para añadir complejidad a estas discrepancias también hay que mencionar que los datos de vapor de agua de MLS muestran sesgos secos del 10-20% en la troposfera superior tropical en comparación con los higrómetros de punto de congelación lanzados en globos meteorológicos desde Hilo, Hawái, y San José, Costa Rica (Dale Hurst, 2016). Los sesgos secos del MLS pueden reducir ligeramente los sesgos húmedos en los reanálisis MERRA y ERA Interim con respecto al MLS.

Las tendencias del vapor de agua estratosférico sobre Boulder, Colorado, muestran un aumento neto de 30 años en el vapor de agua estratosférico. De Hurst et al., 2011

Estas grandes discrepancias entre los diferentes tipos de datos observacionales, y entre las observaciones y los resultados de los reanálisis, demuestran importantes incertidumbres en las mediciones, así como nuestra falta de comprensión de los procesos de transporte y deshidratación en la región del UTLS. También muestran que hay una gran necesidad de más y mejores observaciones del vapor de agua en esta región. Como se menciona en la sección sobre mediciones, los sistemas de observación actuales se ven obstaculizados por varias deficiencias, como la limitada vida útil de las misiones por satélite y una escasa distribución espacio-temporal de las mediciones realizadas con globos y en tierra; por ejemplo, sólo hay un lugar en el mundo (Boulder, Colorado) donde existe una serie temporal de más de 30 años de mediciones de vapor de agua con globos en la región del UTLS.

Los modelos que se utilizan para predecir el clima futuro utilizan datos de reanálisis para verificar que el clima actual se modela correctamente. La falta de datos precisos sobre el vapor de agua en la importante región del UTLS limitará, por tanto, la capacidad de estos modelos para predecir el clima futuro.

El vapor de agua como compuesto químico

Además de actuar como gas de efecto invernadero y como fuente de nubes, las moléculas de agua también participan en reacciones químicas en la atmósfera. El vapor de agua, junto con el ozono, es una fuente importante para la formación del altamente reactivo radical hidroxilo (OH). El radical OH es el oxidante más importante de la baja atmósfera y constituye el sumidero dominante de muchos gases de efecto invernadero (por ejemplo, CH4, hidroclorofluorocarbonos (HCFC), hidrofluorocarbonos (HFC)) y contaminantes (por ejemplo, CO e hidrocarburos no metánicos). En el aire limpio, el radical OH se forma a través de este par de reacciones químicas:

O3 + n (I<340nm) -> O2 + O(1D)
O(1D) + H2O -> 2OH

La abundancia de OH en la atmósfera depende de las cantidades de ozono y vapor de agua. La producción de OH también depende de la cantidad de ozono en la atmósfera, ya que esto determina la cantidad de radiación de onda corta necesaria para romper la molécula de ozono.

Mientras que la troposfera es bastante húmeda, la estratosfera es muy seca, normalmente con relaciones de mezcla de vapor de agua ≤ 5 ppm. Esto significa que normalmente no hay nubes en la estratosfera. Sin embargo, si las temperaturas descienden por debajo de los -78°C se pueden formar nubes de hielo de un tipo especial de agua y ácido nítrico (HNO3 – 3H2O). En la superficie de las partículas de hielo se producen reacciones químicas que convierten los compuestos inocuos de las reservas de cloro (ácido clorhídrico, HCl y nitrato de cloro, ClONO2) en formas reactivas (monóxido de cloro, ClO) que destruyen el ozono.

El aumento de las concentraciones de vapor de agua junto con el descenso de las temperaturas en la estratosfera -también consecuencia del cambio climático- dará lugar a más nubes de este tipo y eso provocará un agotamiento más severo del ozono mientras la concentración de gases que lo destruyen siga siendo alta.

Las nubes de nácar en la estratosfera, a unos 20-25 km de altura, se forman en ondas de sotavento cuando soplan fuertes vientos del oeste sobre las montañas noruegas. Los colores se deben a la difracción alrededor de las partículas de hielo que componen estas nubes. A pesar de su belleza, presagian la destrucción del ozono mediante la conversión de los compuestos halógenos pasivos en especies activas que destruyen el ozono.

Desafíos en la observación del vapor de agua

La distribución del vapor de agua en la alta troposfera y la estratosfera no es muy conocida debido a la escasez de observaciones en esta región de la atmósfera. La distribución global del vapor de agua en la troposfera superior y la estratosfera no se conoce muy bien debido a la escasez de observaciones de alta resolución vertical en esta región de la atmósfera. Además, en algunos casos existen importantes discrepancias entre los datos de los satélites, los datos de los higrómetros de punto de congelación y los reanálisis meteorológicos. Se necesitan datos más precisos y con mejor cobertura geográfica. Las tendencias temporales observadas en el vapor de agua estratosférico no se comprenden bien, lo que demuestra nuestra falta de comprensión de cómo entra el vapor de agua en la estratosfera. Estas son áreas que la VAG abordará en el futuro.

Forster, P. M. de F., y K. P. Shine (2002), Assessing the climate impact of trends in stratospheric water vapor, Geophys. Res. Lett., 29, 1086, doi:10.1029/2001GL013909.

Hurst, D.F., S.J. Oltmans, H. Vömel, K.H. Rosenlof, S.M. Davis, E.A. Ray, E.G. Hall y A.F. Jordan, 2011: Tendencias del vapor de agua estratosférico sobre Boulder, Colorado: Análisis del registro de 30 años de Boulder. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 116(D2):D02306, doi:10.1029/2010JD015065.

Hurst, D.F., 2016, comunicación personal.

Jiang, Jonathan H., Hui Su, Chengxing Zhai, Longtao Wu, Kenneth Minschwaner, Andrea M. Molod, Adrian M. Tompkins, 2015: An assessment of upper troposphere and lower stratosphere water vapor in MERRA, MERRA2, and ECMWF reanalyses using Aura MLS observations, J. Geophys. Res. Atmos., 120, 11.468-11.485, doi:10.1002/2015JD023752.

Lacis, A.A., J.E. Hansen, G.L. Russell, V. Oinas y J. Jonas, 2013: El papel de los gases de efecto invernadero de larga vida como principal botón de control de LW que gobierna la temperatura global de la superficie para el cambio climático pasado y futuro. Tellus B, 65:19734, doi10.3402/tellusb. v65i0.19734.

Nedoluha, G. E., Michael Gómez, R., Allen, D. R., Lambert, A., Boone, C., y Stiller, G.: Variations in middle atmospheric water vapor from 2004 to 2013, J. Geophys. Res. Atmos., 118, 11285-11293, doi:10.1002/jgrd.50834, 2013.

Solomon, S., K. H. Rosenlof, R. Portmann, J. Daniel, S. Davis, T. Sanford, y G. -K. Plattner (2010), Contributions of stratospheric water vapor to decadal changes in the rate of global warming, Science, 327, 1219-1223, doi:10.1126/science.1182488.

Further reading

Observaciones del vapor de agua: N. Kämpfer (ed.), Monitoring Atmospheric Water Vapour, ISSI Scientific Report Series 10, DOI 10.1007/978-1-4614-3909-7, ©Springer Science+Business Media, LLC 2013

El vapor de agua como gas de efecto invernadero y como retroalimentación: https://www.skepticalscience.com/water-vapor-greenhouse-gas.htm

Autores

Ed Dlugokencky, U.S. National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Earth System Research Laboratory

Sander Houweling, Netherlands Institute for Space Research (SRON)

Ruud Dirksen, Global Climate Observing System (GCOS) Reference Upper-Air Network (GRUAN) Lead Centre, Deutscher Wetterdienst (DWD)

Marc Schröder, Deutscher Wetterdienst (DWD)

Dale Hurst, U.National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Earth System Research Laboratory and Cooperative Institute for Research in Environmental Sciences (CIRES), University of Colorado

Piers Forster, School of Earth and Environment, University of Leeds

Secretaría de la OMM, Oksana Tarasova, Chief, y Geir Braathen, Senior Scientific Officer, Global Atmosphere Watch