Aerosoles antrópicos
Una de las cuestiones más importante sobre la influencia humana en el clima presente es el efecto de los aerosoles antrópicos, minúsculas partículas que quedan suspendidas en el aire y que son producto de la quema de combustibles fósiles y de los incendios de bosques y sabanas. Pero estamos aún lejos de llegar a comprender su repercusión en el clima global, debido, por una parte, a la superposición de efectos directos e indirectos y, por otra parte, debido al comportamiento radiativo diferente que muestran los aerosoles según su tipo, tamaño y forma (Shrope, 2000; Ramanthan, 2001; Shekar, 2005; Kaufman, 2006).
Una de las posibles consecuencias del aumento de los aerosoles antrópicos, entre la década de los 60 y de los 90, ha podido ser el llamado retóricamente "oscurecimiento global" (global dimming). Desde el Año Geofísico Internacional 1957/58 se vienen realizando mediciones con piranómetros a escala global del flujo de radiación solar que llega a la superficie. Aunque el número de aparatos es reducido, los resultados de la tendencia durante estas tres décadas no dejan de ser sorprendentes: un oscurecimiento casi global de 6 a 9 W/m2, con una reducción de nada menos que 20 W/m2 en regiones como Rusia. Sólo unas pocas regiones como Australia y Japón se libran de ello. Hay además otros indicios de que el oscurecimiento tuvo lugar. En primer lugar se registró una disminución de la evaporación, que pudo estar ligada a una disminución de la insolación; en segundo lugar hubo una disminución de la amplitud térmica entre la noche y el día, lo que también concuerda con una disminución de la insolación; y en tercer lugar se registró también una disminución de la visibilidad en las estaciones registradoras (Stanhill, 2005).
Sin embargo, en los últimos 15 años (1990-2004) la tendencia parece haberse invertido y lo que ha habido es un aumento de la insolación recibida en superficie (global brightening) comparable a la disminución ocurrida anteriormente. Los cambios son probablemente debidos a una mejor transmisión atmosférica de la radiación solar, por una disminución de los aerosoles y un aumento de la claridad de los cielos (Wild, 2005; Pinker, 2005).
El efecto radiativo de los aerosoles no es fácil de medir, especialmente sobre los continentes. Todavía lo es menos hallar una media global ya que la heterogeneidad regional de la concentración de aerosoles es muy grande, al igual que su variabilidad.
Un estudio satelitario reciente lo ha calculado sobre el océano y en días claros y ha concluido que es de entre –3,8 y –6,0 W/m2. El forzamiento directo atribuible a los aerosoles de origen antrópico sería en este caso de aproximadamente –1,4 W/m2 ( Kaufman, 2005). Sobre los océanos se ha calculado que es de -2,3 W/m2 en el hemisferio norte y de -0,8 W/m2 sobre el hemisferio sur (Christopher, 2006). Ahora bien, si se añade el efecto del aumento de nubosidad que provocan los aerosoles, que puede ser del 5%, la luz solar recibida en superficie puede disminuir en unos 5 W/m2, que es bastante más que el incremento radiativo de radiación infrarroja debido al aumento de los gases invernadero (2,4 W/m2) (Bréon, 2006). Otros estudios indican un forzamiento radiativo global directo de –1,6 W/m2 e indirecto (por el aumento de nubosidad) de –1,4 W/m2 (Matsui, 2006).
Los registros en los hielos de Groenlandia muestran que las concentraciones
de sulfatos (y de nitratos), crecieron considerablemente durante el siglo
XX (Mayewski, 1990).
Debido a la utilización de combustibles fósiles —carbón, petróleo, gas— que siempre contienen impurezas de azufre, las actividades humanas emiten a la atmósfera cada año unos 60 millones de toneladas de azufre en forma de SO2. Se alcanzó un pico en el año 1989 con unas 70 millones de toneladas (Streets, 2007).
Aparte de las emisiones industriales y agrícolas, también se han de tener en cuenta las emisiones de SO2 y de NOx de los barcos, que afectan especialmente a las áreas oceánicas del hemisferio norte, y que, al aumentar la nubosidad baja estratificada, hacen aumentar el albedo (Capaldo, 1999). Se calcula que las emisiones de SO2 por parte de la navegación marina alcanzan el 5 % de las emisiones globales y las emisiones de NOx llegan al 10 % (Lawrence & Crutzen, 1999).
En el aire, el dióxido de azufre emitido se combina con el agua atmosférica y se forma ácido sulfúrico, que, a su vez, se disuelve en las gotas en forma de iones de sulfato. El resultado es la formación de nubes amarillentas capaces de reflejar la luz solar. Estos estratos sulfatados reducen la transparencia atmosférica, que se suele cuantificar con el índice AOD (aerosol optical depth), y hacen que disminuya la insolación en la superficie de las áreas contaminadas (Kiehl, 1993). Globalmente se calcula que contribuyen en un tercio del total de la pérdida de luminosidad.
En la troposfera los aerosoles sulfatados no suelen durar sino unos cuantos días ya que, disueltos en agua, suelen precipitar rápidamente en forma de lluvias ácidas. Debido a su corta residencia atmosférica, la contaminación por sulfatos, que se produce sobre todo en regiones industrializadas, no se reparte por igual en todo el planeta, sino que tiene un fuerte carácter regional (Taylor, 1994).
efecto directo
Los modelos climáticos indican que en el conjunto del hemisferio norte su forzado negativo es aproximadamente de -1 Wm-2 , mientras que en el hemisferio sur su influencia es casi nula. Globalmente es de unos -0,5 Wm-2 (IPCC, 2007).En algunas regiones industriales, el forzado negativo alcanza los -4 Wm-2, que es superior al forzado positivo provocado por las emisiones antrópicas de los gases invernadero. Es quizá por eso que, por ejemplo, en la región industrial de la cuenca de Sichuán, en China, se ha producido en las cuatro últimas décadas una tendencia al enfriamiento de las temperaturas de superficie (Qian, 2000).
efecto indirecto (más nubosidad)
Un efecto indirecto de enfriamiento de la superficie terrestre, provocado por la influencia de los aerosoles sulfatados en las características de la nubosidad, puede ser tan importante como el efecto directo de enfriamiento analizado anteriormente. Según el IPCC 2007 es de unos -0,7 Wm-2.
Las partículas sulfatadas influyen en la formación de nubes, debido a que son excelentes núcleos de condensación del vapor de agua, lo que provoca una mayor concentración de gotitas por unidad de volumen. El resultado es que aumenta el albedo de las nubes, ya que aumenta el área total de la superficie en donde se reflejan los rayos solares. Además, el incremento de la concentración de gotitas viene acompañado por una disminución de su tamaño medio (Bréon, 2002). Esto hace que las nubes sean menos efectivas en la formación de gotas que tengan suficiente tamaño como para precipitar, por lo que se disipan más lentamente. De este modo, la duración de las nubes estratificadas se prolonga y hace que aumente la cobertura nubosa.
En definitiva, la obtención de energía a partir de combustibles fósiles produce un incremento del CO2, con un efecto de calentamiento, y un incremento de los aerosoles sulfatados, con un posible efecto opuesto, es decir, de enfriamiento. Se ha argumentado que en las décadas transcurridas entre 1.940 y 1.970, el desarrollo de la industria pesada y la utilización de combustibles sucios, con mucho azufre, provocó que los aerosoles sulfatados tuviesen más influencia enfriando la superficie, que los gases invernadero calentándola. Eso es lo que explicaría el descenso global de las temperaturas durante ese período, a pesar del fuerte crecimiento que experimentaron las emisiones de CO2. Sin embargo, esta teoría del enfriamiento causado por los aerosoles contradice un hecho importante: el hemisferio sur, a pesar de una presencia menor de aerosoles, no se ha calentado en este siglo más que el hemisferio norte.
Si fuese cierto que los aerosoles enfrían la superficie, habría que tener en cuenta también que tienen un tiempo de residencia atmosférico mucho menor que el de los gases invernadero y, por lo tanto, a largo plazo, la función de éstos debe prevalecer. Así, paradójicamente, si se acabara de golpe con todos los procesos de combustión, se asistiría a corto plazo a un recrudecimiento del calentamiento del planeta, ya que los aerosoles sulfatados se depositarían en el suelo en muy poco tiempo y la atmósfera quedaría limpia y transparente a la radiación solar, mientras que el CO2 emitido estos últimos años seguiría actuando durante un período aún muy largo, hasta que lentamente fuese de nuevo absorbido por los océanos y la litosfera. Por lo tanto, a corto plazo y sobre todo en el hemisferio norte, en unos pocos años desaparecería el efecto de enfriamiento de los aerosoles, mientras que el efecto de calentamiento del CO2 iría desapareciendo mucho más lentamente.
Existen aún muchas incertidumbres en el cálculo del forzamiento radiativo provocado por estos efectos de los aerosoles sulfatados (Kiehl, 1999; Anderson, 2003). Por ejemplo, ciertos compuestos gaseosos de azufre pueden combinarse con las partículas de sal en suspensión y formar partículas más grandes que los aerosoles de sulfato puro. Las partículas más grandes reflejan menos luz solar y, por lo tanto, no sería tan negativo el forzado radiativo.
También puede ocurrir que ciertos aerosoles ayuden a la “glaciación” de las nubes, esto es a que se formen en ellas cristalitos de hielo que facilitan la precipitación, con lo que cambian también los efectos radiativos (Lohmann, 2002).
Es también posible que, en las regiones oceánicas tropicales, los aerosoles sulfatados, no sólo reflejen, sino que también absorban radiación solar, de tal forma que se caliente el aire y disminuya la formación de los pequeños cúmulos marinos que se suelen formar en las zonas en donde soplan los alisios. La disminución del albedo haría que los aerosoles tuviesen en definitiva en algunas zonas marinas un efecto de calentamiento superficial (Ackerman, 2000).
Sean cuales sean sus complejos efectos, desde hace unos cuantos años, las regiones más desarrolladas del este de Norteamérica (Husain, 1998) y de Europa han reducido sensiblemente los niveles de emisión de SO2, gracias a la utilización de combustibles menos impuros en azufre, al cierre de industrias derrochadoras de energía y también gracias a la colocación de costosos filtros en las chimeneas de las centrales térmicas de electricidad y en las industrias que consumen mucha energía.
Por el contrario, en los países en vías de desarrollo y, especialmente, en regiones de rápido desarrollo industrial y de gran consumo de carbón, como en el este de China, resulta más difícil reducir las emisiones de SO2, de tal forma que actualmente las emisiones en China superan a las del conjunto de Estados Unidos y de Europa, si bien en los últimos años (1996-2000) la tendencia también ha sido a la baja (Streets, 2001).
La insolación en superficie ha disminuído en las zonas industriales más contaminadas de India y China, como en la cuenca de Sichuán, debido a la neblina producida principalmente por el polvo, el hollín y los aerosoles sulfatados, que tienen su origen en la quema de carbón, ya sea industrial o bien hogareño. Esto ha provocado que en las últimas décadas las temperaturas máximas del verano tiendan a ser menores (Kaiser & Qian, 2002) (Qian, 2006).
Otra posible consecuencia de los estratos bajos debidos a la contaminación es que en algunas regiones de China e India, los aerosoles, al calentar la troposfera y enfriar la superficie, pueden reducir el gradiente vertical térmico y hacer disminuir la convección del aire, la formación de nubes de desarrollo vertical y en última instancia las precipitaciones (Zhao, 2006).
3. Hollín o carbonilla (black carbon)
Otro aerosol antrópico no desdeñable es la carbonilla (black
carbon), producido en los incendios de bosques y maleza, así
como en la deficiente combustión tanto de combustibles fósiles
(carbón y petróleo), como, sobre todo, de biomasa o biofuel
(madera, carbón vegetal, desechos agrícolas, estiercol seco).
El hollín atmosférico está compuesto de partículas muy finas, cuyo elemento principal es el carbono elemental en forma de grafito. Estas partículas flotan en el aire y crean un velo de calima que cubre frecuentemente algunas regiones del mundo densamente pobladas, como el norte de India y el nordeste de China (Chameides & Bergin, 2002).
La carbonilla
es fundamentalmente el producto de una combustión incompleta, por
lo que depende no solamente de la cantidad de combustible quemado sino
también de la eficacia de la combustión. A lo largo del
siglo XX, en los países industrializados ha mejorado sensiblemente
la eficacia en el uso del carbón en las centrales térmicas
y en los motores diesel, por lo que ha disminuído la contaminación
atmosférica de carbonilla. La desaparición de las estufas
y calentadores domésticos a base de carbón ha tenido una
influencia indudable en ciudades como Londres por ejemplo.
Por el contrario, en los países en vías desarrollo, como
en China y en la India, apenas se ha comenzado ahora a adoptar medidas
de limpieza y de eficiencia energética en el uso del carbón
y del gasoil de los motores diesel, por lo que la contaminación
por hollín atmosférico es allí muy elevada.
Estas emisiones de origen industrial y del sector transporte son además superadas por las emisiones procedentes de la quema de madera, carbón vegetal, desechos agrícolas y estiércol en las cocinas tradicionales (Novakov, 2003; Venkataram, 2005). Se calcula que en la India las emisiones de hollín proceden en un 33 % de la quema de maleza y bosques y en un 42 % de la combustión de biofuel en los hogares. El hollín producido por la combustión de carbón y biocombustibles en los hogares chinos, especialmente rurales, sigue siendo también muy importante: representa el 10 % de las emisiones globales, más que las emisiones totales de Estados Unidos o de Europa (Streets, 2005).
Finalmente es pertinente señalar que el hollín producido en las cocinas de los hogares del Tercer Mundo, que utilizan madera y carbón vegetal, provocan al año millones de muertas prematuras, especialmente infantiles, debido al desarrollo de enfermedades respiratorias. Su sustitución por el uso de combustibles fósiles y de electricidad las reduciría drásticamente. La deforestación se vería también frenada. El mayor consumo de madera, en forma de madera natural y de carbón vegetal, se da en el Africa Subsahariana. En el año 2000 se consumieron allí 470 millones de toneladas, lo que equivale a 720 kilogramos de madera por habitante (Bailis, 2005).
Al contrario de lo que ocurre con los aerosoles sulfatados, el hollín es un mal reflectante de la energía solar y, debido a su color oscuro, un buen absorbente, no sólo de la luz que llega directamente de arriba, sino también de la que se refleja en el suelo y llega desde abajo. Su efecto global es el de un calentamiento de la troposfera en su conjunto, si bien en superficie, debajo de las nubes sucias, puede producir un enfriamiento.
Estudios en el Golfo de Bengala indican que puede producir una pérdida de 25 Wm-2 en la radiación solar de onda corta que llega a la superficie. Esta pérdida se desglosa en un aumento de 18 Wm-2 de absorción atmosférica y una disminución de la luz que se refleja desde la atmósfera y se pierde hacia el espacio extraterrestre de 7 Wm-2 (Sumanth, 2004). Otros resultados son aún más drásticos. En la ciudad de Kanpur, en el valle del Ganges, la disminución de la radiación solar que llega a superficie debida al hollín es de 62 Wm-2 y la disminución de la reflejada en el tope de la atmósfera es de 9 Wm-2.
Según algunos modelos recientes, el forzamiento radiativo neto del hollín sobre la superficie terrestre, a escala global, es de 0,55 Wm-2, un valor semejante al causado por el aumento del metano (Jacobson, 2001), o incluso de 0,8 Wm-2 (Hansen, 2001; Hansen, 2004). Esta cifra, sin embargo, sigue siendo muy incierta, e incluso algunos estudios se inclinan más bien por pensar que, si añadimos el efecto de los aerosoles carbonáceos de origen biológico, de tamaño más pequeño y peores absorbentes, prevalece el efecto directo de enfriamiento de la superficie.
Otro efecto del hollín es que puede ensuciar las superficies cubiertas por hielo y nieve y disminuir su albedo. Quizás en zonas blancas y sensibles, como los hielos del Artico, tengan influencia en el calentamiento superficial.
La presencia de hollín puede repercutir también en las precipitaciones. En regiones como el Amazonas, el aumento del humo procedente de la quema de extensas áreas de bosque, puede provocar un calentamiento de la atmósfera y un enfriamiento de la superficie. De esta forma se reduce el gradiente vertical de temperatura y la nubosidad convectiva, lo que acaba resultando en una mayor insolación y un calentamiento superficial (Koren, 2004). También su presencia, debida no sólo a la quema al aire libre de biomasa sino también a la quema doméstica de biomasa para cocinar, puede influir en el régimen de precipitaciones de India y de China.
Ackerman
A. S. et al. 2000, Reduction of tropical cloudiness by soot, Science,
288, 1042-1047
Anderson T. Et al., 2003, Climate forcing by aerosols-
a hazy picture, Science, 300, 1103-1104
Bailis R. et al., 2005, Mortality and greenhouse gas
impacts of biomass and petroleum energy futures in Africa, Science, 308,
98-103
Bréon F et al., 2002, Aerosol effect on cloud
droplet size monitored from satellite, Science, 295, 834-838
Bréon F., 2006, How do aerosols affect cloudiness
and climate?, Science, 313, 623-624
Capaldo K. et al. 1999, Effects of ship emissions on
sulphur cycling and radiative climate forcing over the ocean, Nature,
400, 743-746
Chameides W.L. & Bergin M. 2002, Climate change:soot
takes center stage, Science, 297, 2214-2215
Christopher S. et al., 2006, Satellite-based assessment
of top of atmosphere anthropogenic aerosol radiative forcing over cloud-free
oceans, Geophysical Research Letters, 33, L15816
Hansen, J.E., and Mki. Sato 2001. Trends of measured
climate forcing
agents. Proc. Natl. Acad. Sci. 98, 14778-14783.
Hansen J., 2004, Carbonaceous aerosols in the Industrial
Era, EOS, 85, 25, 241-244
Husain L. et al. 1998, Evidence for decrease in atmospheric
sulfur burden in the Eastern United States caused by reduction in SO2
emissions, Geophysical Research Letters, 25, 967-970
Jacobson M. 2001, Strong radiative heating due to the
mixing state of black carbon in atmospheric aerosols, Nature, 409, 695-697
Kaiser
D and Qian Y., 2002, Decreasing trends in sunshine duration over China
for 1954-1998: indication of incresead haze pollution?, Geophysical Research
Letters 29, 21, 38
Kaufman Y. Et al., 2005, Aerosol anthropogenic component
estimated from satellite data, Geophysical Research Letters, 32, L17804
Kaufman Y. & I. Koren, 2006, Smoke an pollution aerosol
effect oncloud cover, Science, 313, 655-658
Kiehl J.T. & Briegleb B.P. 1993, The relative roles
of sulfate aerosols and greenhouse gases in climate forcing, Science,
260, 311-314
Kiehl J. 1999, Solving the aerosol puzzle, Science, 283,
1273
Koren I. et al., 2004, Measurements of the effect of
Amazon smoke on inhibition of cloud formation, Science, 303, 1342-1345
Lawrence M. & Crutzen P. 1999, Influence of NOx emissions
from ships on tropospheric photochemistry and climate, Nature, 402, 167-170
Lohmann U, 2002, A glaciation indirect aerosol effect
caused by soot aerosols, GRL, 29, 4, 11-1/11-4
Matsui T. & R. Pielke, 2006, Measurement-based estimation
of the spatial gradient of aerosol radiative forcing, Geophysical Research
Letters, 33, L11813
Mayewski P.A. et al. 1990, An ice-core record of atmospheric
response to anthropogenic sulphate and nitrate, Nature, 346,554-556
Novakov T. et al., 2003, Large historical changes of
fossil-fuel black carbon aerosols, Geophysical Research Letters, 30, 57-1/57-4
Pinker R., 2005, Do satellites detect trends in surface
solar radiation?, Science, 308, 850-854
Qian Y. & Giorgi F., 2000, Regional climatic effects
of anthropogenic aerosols ? The case of Southwestern China, Geophysical
Research Letters, 27, 3521-3524
Qian
Y. Et al., 2006, More frequent cloud-free sky and less surface solar radiation
in China from 1955 to 2000, Geophysical Research Letters, 33, L01812
Ramanathan V. et al., 2001, Aerosols, climate, and the
hydrological cycle, Science, 294, 2119-2124
Shekar M. et al., 2005, Aerosol optical depths and direct
radiative perturbations by species and source type, Geophysical Reserach
Letters, 32, L12803
Stanhill G., 2005, Global dimming: a new aspect of climate
change, Weather, vol.60, nº1
Streets D., 2001, Recent reductions in China’s
greenhouse gas emissions, Science 294, 1835-1837
Streets D. & K. Aunan, 2005, The importance of China’s
household sector for black carbon emissions, Geophysical Research Letters,
32, L12708
Streets D. et al., 2007, Two-decadal aerosol trends as
a likely explanation of the global dimming/brightening transition, Geophysical
Research Letters, 33, L15806
Sumanth E. et al., 2004, Measurements of aerosol optical
depths and black carbon over Bay of Bengal during post-monsoon season,
Geophysical Research Letters, 31, L16115
Taylor K. et al. 1997, The Holocene-Younger Dryas transition
recorded at Summit, Greenland, Science, 278, 825
Venkataraman C. et al., 2005, Residential biofuels in
South Asia: carbonaceous aerosol emissions and climate impacts, Science,
307, 1454-1456
Wild M. et al., 2005, From dimming to brightening: decadal
changes in solar radiation at Earth’s surface, Science, 308, 847-850
Zhao
Ch., 2006, A possible positive feedback of reduction of precipitation
and increase in aerosols over eastern central China, Geophysical Research
Letters, 33, L11814