VAPOR DE AGUA Y NUBOSIDAD FRENTE A LOS CAMBIOS TÉRMICOS GLOBALES

Por:

Vicente Carmona Elizalde

Licenciado en Geografía

Analista-Predictor en el Centro Nacional de Predicción de la AEMET

1.- INTRODUCCIÓN

Es una opinión muy extendida, y oficialmente aceptada, que el vapor de agua atmosférico ejerce una realimentación positiva sobre los cambios globales de temperatura, tendiendo a reforzarlos independientemente de su signo.

Esta idea procede del hecho de que el aire caliente puede albergar mayor cantidad de vapor de agua que el aire frío. Por tanto, si la temperatura global del aire crece, su humedad específica aumentará, muy probablemente hasta que se alcance la humedad relativa previa al calentamiento. Si lo que se produce es un enfriamiento, la humedad específica disminuirá hasta alcanzar el valor adecuado para que la humedad relativa final sea igual a la que había antes de la perturbación.

Como el vapor de agua es el principal gas de efecto invernadero (no es el más efectivo, pero sí, con mucho, el más abundante), conforme su proporción en el aire crece, también lo hace la energía atrapada por la atmósfera en forma de radiación infrarroja, llevando a un nuevo calentamiento que, a su vez, permite que el aire pueda albergar mayor cantidad de vapor de agua,… y así sucesivamente. En el caso de un enfriamiento, se da el proceso contrario: menos humedad específica lleva a una menor retención de energía en forma de radiación infrarroja, lo que produce un nuevo enfriamiento y, a su vez, una nueva disminución de la humedad específica,...

Frente a esta idea, aquí se propone que, en realidad, el vapor de agua atmosférico juega el papel de una realimentación negativa frente a las perturbaciones de la temperatura global, tendiendo a contrarrestarlas para volver al “equilibrio” inicial. El mecanismo que permite este comportamiento es la convección.

2.- LAS TORMENTAS COMO ELIMINADORES DE HUMEDAD EN CAPAS BAJAS

Supongamos que estamos a mediodía en un área en la que se esperan tormentas de masa de aire, de las que se producen por la tarde debido al calentamiento diurno. Para que la tormenta se desencadene tiene que alcanzarse en superficie la “temperatura de disparo”. Esto quiere decir que todavía tiene que llegar a superficie una determinada cantidad de energía solar y repartirse en todo el grosor de una capa de aire de niveles bajos conocida como “capa de mezcla diurna”. En cada momento, esta energía es la que se conoce con el nombre de CIN (Convective INhibition, o inhibición convectiva). Conforme va pasando el tiempo y más energía solar se va repartiendo en la capa de mezcla, la CIN se va haciendo más pequeña. Finalmente, cuando en un área concreta se alcanza la temperatura de disparo, la CIN en esa área se hace nula. Justo en ese momento, la porción de aire afectada resulta ser más ligera que el aire de sus alrededores y comienza a ascender. Se manifiesta entonces una energía que estaba potencialmente disponible en la Troposfera y que se conoce con el nombre de CAPE

(Convective Available Potential Energy, o energía potencial convectiva disponible). La CAPE (que no es otra cosa que la energía cinética específica debida a la flotación) hace que nuestra porción de aire procedente de la capa de mezcla, de tamaño bastante grande (radio de varios centenares de metros), se desplace hacia arriba aceleradamente hasta que encuentra aire más cálido que ella misma, momento en el que comienza a frenarse hasta que se detiene, generalmente a bastante altura (algo por encima de la Tropopausa, en el mejor de los casos).

A lo largo de su ascenso, la porción de aire va alcanzando niveles en los que la presión es más baja, por lo que se expande y se enfría. Llega así un momento en el que el vapor de agua presente en la porción de aire comienza a condensarse. A partir de ese Nivel de Condensación Convectiva (NCC), que es la altitud en que empieza a formarse el cumulonimbo, la condensación continúa hasta que prácticamente todo el vapor de agua contenido en la masa ascendente se ha convertido en agua líquida y/o en hielo. En su mayor parte, ese vapor de agua condensado cae a superficie en forma de precipitación líquida y/o sólida.

Como vemos, la humedad contenida en la porción de aire que ha ascendido, que inicialmente se encontraba en niveles bajos, es devuelta en su mayor parte a la superficie, pero en forma de precipitación. En consecuencia, la humedad del aire en capas bajas, que es donde se encuentra al grueso de la humedad atmosférica, se ha reducido.

Pero la reducción de humedad en niveles bajos es bastante mayor que la debida únicamente a la primera porción ascendente. Efectivamente, conforme esta primera porción comienza a subir, el aire de los alrededores en niveles bajos (que tiene aproximadamente la misma humedad específica y la misma temperatura que esa primera porción) tiende a ocupar el hueco dejado por ella y a seguir su camino ascendente, dejando a su vez otro hueco ocupado por nuevo aire de niveles bajos que también tiende a ascender, y así sucesivamente. Este proceso se repite para cada célula tormentosa individual a lo largo de una media hora, hasta que las primeras rachas frías descendentes, asociadas a la evaporación de parte de la precipitación en el ambiente, llegan a superficie y cortan la entrada de nuevo aire de niveles bajos en la célula. En conjunto, al final del ciclo de vida de cada célula tormentosa se ha retirado de niveles bajos una cantidad enorme de vapor de agua que, en su mayor parte, abandona la atmósfera al ser devuelto a la superficie en forma de precipitación.

Si la masa de aire en que se produce la tormenta se ha formado con suficiente disponibilidad de agua en superficie (una masa de aire ecuatorial), esa masa será húmeda. La abundante precipitación generada sufrirá poca evaporación en el ambiente mientras cae y llegará a superficie casi íntegramente. En consecuencia, la precipitación recogida será muy superior a la cantidad total de vapor de agua contenido inicialmente en una columna troposférica de dicha masa de aire (TPW, Total

Precipitable Water, o agua precipitable total), y la TPW final del área afectada por la tormenta será siempre menor que la inicial.

Por el contrario, si la masa de aire en que se produce la tormenta se ha formado sin disponibilidad de agua en superficie (una masa de aire sahariano), dicha masa será muy seca. Toda la escasa precipitación generada, o al menos su mayor parte, se evaporará en el ambiente mientras cae a superficie. La precipitación recogida será nula o, en todo caso, menor que la TPW inicial. El principal efecto de esta tormenta, aparte de la gran intensidad que puedan alcanzar las rachas descendentes, será el de repartir la humedad de capas bajas en toda la columna troposférica. De esta forma, después de la tormenta, la TPW sobre el área afectada se mantiene invariable o incluso es mayor que la inicial.

En el primer caso, la temperatura de superficie desciende debido a cuatro causas. Las tres primeras se toman en consideración habitualmente, pero creo que la última no se suele tener en cuenta. Estas cuatro causas de enfriamiento son:

- La evacuación material de calor debida a la convección. Como el aire de niveles altos es más cálido que el de niveles bajos para la misma presión, este efecto es el de una máquina frigorífica.

- La menor llegada de energía a superficie, asociada a la nubosidad que se forma en horas de intensa radiación solar.

- El efecto, no muy intenso, de las rachas descendentes sólo un poco más frescas que el ambiente.

- La pérdida de calor por radiación de onda larga desde superficie asociada a los cielos despejados y la TPW pequeña posteriores a la tormenta.

En el segundo caso, actúan las mismas cuatro causas, pero de forma algo diferente y, en conjunto, menos efectiva para enfriar la superficie. Así, el descenso de temperatura asociado a las rachas descendentes debe ser mayor que en el caso de la tormenta húmeda, mientras que el asociado a la evacuación material de calor por la propia convección será de una magnitud similar. Sin embargo, el enfriamiento debido a la nubosidad en horas de fuerte insolación debe ser menor, ya que esa nubosidad será bastante menos espesa que la del caso húmedo. Además, como al final de la tormenta la TPW es igual que la inicial, o incluso mayor que ella, la evacuación de calor por radiación de onda larga desde superficie será muy limitada, más teniendo en cuenta que probablemente se mantenga una capa de nubes medias. Esto es lo que hace que las noches que siguen a una tormenta seca sean tan sofocantes.

Afortunadamente, la Tierra es un planeta rico en agua y, con la actual distribución de tierras y océanos, las áreas propicias a la formación de tormentas muy eficientes en cuanto a precipitación son bastante más extensas que los desiertos.

3.- REALIMENTACIÓN DE UN CAMBIO TÉRMICO GLOBAL POR LA CONVECCIÓN

Supongamos que el clima de la Tierra se ha calentado globalmente en 1℃. En primera aproximación, podemos simular el efecto de este cambio sobre los fenómenos convectivos tomando un sondeo cualquiera de una situación de tormenta de masa de aire, sumándole 1℃ a la curva de estado y modificando la curva de punto de rocío de forma que la humedad relativa resultante sea igual en cada nivel a la del sondeo no perturbado.

Aplicando esta modificación a bastantes sondeos, en todos los casos se observa un incremento de la humedad específica en torno a un 6,5%. Por otra parte, prácticamente en todos los casos, se produce un descenso de la CIN y un aumento de la CAPE. La magnitud de los cambios de CIN y CAPE varía notablemente en cada sondeo concreto, pero su sentido es prácticamente siempre el indicado.

En estas condiciones, las tormentas se producirán con más facilidad (menos CIN) y serán más intensas (más CAPE). Parece entonces evidente que, con más tormentas (menos CIN) que recojan mayor cantidad de aire de niveles bajos (más CAPE), que además es más húmedo, la cantidad total de precipitación será mayor que antes de la perturbación, y también mayor, en términos relativos, que el incremento del 6,5% en la humedad específica. Incluso es posible que tormentas formadas en masas de aire seco que no daban precipitación, comiencen a producirla.

En fin, como respuesta a un calentamiento con humedad relativa constante, la actividad tormentosa aumenta, las precipitaciones se incrementan y, después de cada tormenta, la TPW local es menor que antes de la perturbación. El resultado es que el ciclo del agua se acelera e intensifica ligeramente, a la vez que la temperatura en superficie disminuye por:

- Más nubosidad convectiva en horas de intensa insolación que antes de la perturbación.

- Más efectividad de la convección en su papel de máquina frigorífica que antes de la perturbación.

- Mayor frecuencia de rachas descendentes frías que antes de la perturbación, aunque quizá menos intensas.

- Cielos más despejados y aire con menos TPW después de cada tormenta que antes de la perturbación.

Si lo que consideramos es un descenso global de la temperatura de 1℃ con humedad relativa constante, la modificación adecuada de los sondeos muestra el correspondiente descenso de un 6,5% en la humedad específica, un aumento de la CIN y una disminución de la CAPE. En consecuencia, el ciclo del agua se ralentiza y se debilita ligeramente, a la vez que la temperatura tiende a recuperarse debido a:

- Menos nubosidad convectiva en horas de intensa insolación que antes de la perturbación.

- Menos efectividad de la convección en su papel de máquina frigorífica que antes de la perturbación.

- Menor frecuencia de rachas descendentes que antes de la perturbación, aunque quizá sean más intensas.

- Cielos menos despejados y aire con más TPW después de cada tormenta que antes de la perturbación.

Puede parecer que esta realimentación negativa de los forzamientos térmicos no pasa de ser local y anecdótica, insuficiente para contener un calentamiento global. Quizá lo sea si sólo pensamos en las zonas polares, donde no hay tormentas, o en las templadas, donde sólo se producen, ocasionalmente, en la estación cálida. Pero no lo es en absoluto para la zona intertropical. En esta franja que ocupa casi un 40% de la superficie de la Tierra y donde se concentra la mayor parte de su humedad atmosférica, la práctica totalidad de las precipitaciones, por otra parte las más abundantes del planeta, es de origen convectivo. De hecho, el aumento de temperaturas asociado actualmente al incremento del 𝐶𝑂2 es inapreciable o no existe en la zona intertropical. Difícilmente se podrá apreciar, dada la rapidez e intensidad de la realimentación convectiva en esta zona geográfica. Sin embargo, sí se nota un incipiente aumento de la vegetación en sus extremos norte y sur que podría estar asociado a un incremento de las precipitaciones.

La actuación de esta realimentación frente a una perturbación de la temperatura global no es continua y homogénea, sino pulsante y local, actuando selectivamente en el lugar y el momento precisos con un pequeño empuje hacia el equilibrio. La única condición indispensable para que surta efecto es que haya una fuente abundante de humedad en superficie. Y como se señaló más arriba, ese es el caso de la Tierra a excepción de unas pocas áreas desérticas.

La relativa escasez o incluso la ausencia de tormentas en las zonas templadas y polares explicaría la mayor lentitud del proceso en estas zonas. De todas formas, ni siquiera es necesario que lleguen a producirse tormentas para que, al menos teóricamente, puedan darse modificaciones en la nubosidad baja que tiendan también aquí a revertir lentamente los cambios térmicos globales:

- Si se da un ascenso de temperaturas y de la humedad específica, la estabilidad global disminuirá y la nubosidad cumuliforme que pueda formarse en las horas de mayor insolación aumentará, a la vez que la estratiforme que pueda formarse de madrugada tenderá a hacerse más escasa. En fin, las temperaturas tenderán a reducirse en este caso.

- Si, por el contrario, se da un descenso térmico y una disminución de la humedad específica, el aumento de la estabilidad global llevará a menos

nubosidad cumuliforme en las horas de mayor insolación y a más nubosidad estratiforme durante la madrugada. Y esto haría que las temperaturas terminasen por ascender.

Esta idea obliga a señalar que es preciso que los modelos globales del clima tomen en consideración no sólo la cantidad de nubosidad, su altitud y su tipo, sino también su distribución temporal a lo largo de los ciclos diurno y anual, sobre todo por lo que se refiere a la nubosidad de tipo bajo.