El ozono
1. Aumento del ozono troposférico
2. Disminución del ozono estratosférico
1. Aumento del ozono troposférico
El ozono (O3) es un importante gas atmosférico ya que es el precursor del radical hidroxilo (OH) que es el principal agente oxidante, y limpiador, de diversos contaminantes. Pero además el ozono es un potente gas invernadero ya que absorbe la radiación infrarroja de 9 mm, longitud de onda muy cercana a la de máxima emisividad del espectro de radiación de la superficie terrestre. Su forzamiento radiativo, molécula por molécula, es mil veces más potente que el dióxido de carbono.
El ozono troposférico supone el 10 % del ozono total y en las latitudes medias del hemisferio norte, en verano, alcanza las 50 o 60 unidades dobson, lo que representa más o menos el 15 % de la columna total de ozono sobre esa región (Chandra, 2004).
El ozono es creado de forma natural por efecto de los rayos solares sobre las moléculas de oxígeno en la propia troposfera y, sobre todo, en la estratosfera, de donde pasa en gran parte a la troposfera gracias al intercambio de aire que se produce en la tropopausa.
Otra parte del ozono troposférico se produce por la oxidación fotoquímica (con luz solar) de hidrocarburos volátiles (VOC) en presencia de óxidos de nitrógeno NO y NO2. Este ozono troposférico de origen antrópico, por lo tanto, no es emitido directamente a la atmósfera, sino que se forma como un contaminante secundario, a partir de las reacciones fotoquímicas inducidas por el Sol entre sus precursores primarios: los óxidos de nitrógeno y los compuestos orgánicos volátiles.
La concentración de ozono troposférico evoluciona en ciclos, tanto diurnos como estacionales. La concentración máxima suele alcanzarse a media tarde, en respuesta a las reacciones fotoquímicas producidas por la insolación. Y debido al incremento de la radiación solar ultravioleta, los niveles máximos naturales se suelen producir durante el verano, si bien, durante el invierno, debido a un mayor uso de combustibles, algunas regiones urbanas pueden alcanzar también índices elevados durante los períodos soleados y anticiclónicos. En ausencia de insolación, y por la noche, los óxidos de nitrógeno realizan la función opuesta, la destrucción de ozono, a lo que se añade el saqueo en superficie por parte de la vegetación, del suelo o de la superficie oceánica.
En grandes ciudades soleadas como Ciudad de México, Santiago de Chile, Atenas ... la combinación de los rayos solares con las emisiones de la industria y, sobre todo, del tráfico, acaba produciendo altas concentraciones de ozono durante las horas diurnas. También en las regiones tropicales, la quema de vegetación de selva y de sabana produce reacciones fotoquímicas en la atmósfera que resultan en la creación de ozono. Aunque globalmente parece casi seguro que existe una tendencia al alza del ozono troposférico, puede haber lugares en las latitudes altas, como algunas ciudades de Escandinavia y Canadá, en donde, debido a la insolación muy débil, los óxidos de nitrógeno de la contaminación producen el efecto contrario: lo destruyen y provocan su disminución (Theodorsen, 1998).
El ozono no está homogéneamente repartido por la geografía del planeta ya que su formación y destrucción depende de los contaminantes precursores y de la insolación, muy diferente según la latitud de cada lugar y según la estación del año.
A lo largo del último siglo se ha constatado un claro aumento del ozono en la troposfera. Según el informe 2001 del IPCC este incremento ha sido de un 35 % a lo largo del siglo XX en el hemisferio norte. Es debido: 1) al aumento de la quema de la vegetacion con fines agrícolas en las sabanas tropicales, y 2) al aumento de las emisiones de óxidos de nitrógeno y de compuestos volátiles orgánicos, cuya fuente principal son los motores de los automóviles.
Su incremento ha ocasionado en la segunda parte del siglo XX un efecto invernadero importante pero no es fácil determinar a nivel global su forzado radiativo (Brunner, 1998; Brasseur, 1998). El forzado es mucho mayor en el hemisferio norte que en el hemisferio sur y latitudinalmente alcanza su valor máximo según algunos autores, en la franja subtropical, comprendida entre los 20 º y 30 º de latitud norte (Roelofs, 1997). El forzado radiativo global se estima que está comprendido entre los 0,3 W/m2 y los 0,4 W/m2, aunque supera los 0,5 W/m2 en el Mediterráneo y en el suroeste de Asia (Stevenson, 1998).
Un modelo del Instituto Goddard de la NASA indica que el ozono transportado hacia el Artico desde los cielos contaminados de Norteamérica y , sobre todo, de Rusia y de China, ha podido ser la causa de entre el tercio y la mitad del calentamiento del Artico registrado en la segunda mitad del siglo XX (Shindell, 2006). Este calentamiento apenas ha afectado al Artico durante el verano, lo cual concuerda con el hecho de que en esa estación del año el ozono boreal es destruído por los rayos solares antes de lograr alcanzar el polo.
Recientemente, el ozono troposférico parece también haber aumentado en Africa, ligado a la emisión de óxidos de nitrógeno procedentes del incremento de la quema de combustibles fósiles para la obtención de energía (Lelieveld, 2004). Por otra parte, los análisis satelitarios indican que en los últimos años el dióxido de nitrógeno, precursor del ozono troposférico, ha disminuído considerablemente en las regiones más pobladas e industriales de Europa y Estados Unidos pero sigue aumentando de forma importante en China (Richter, 2005)
Aparte del forzamiento radiativo, otro efecto, indirecto, del aumento del ozono troposférico sobre el clima, puede derivar del hecho de que es perjudicial para el normal desarrollo de la fotosíntesis y, por lo tanto, puede suponer una menor absorción del CO2 atmosférico por parte de la vegetación. Así que el incremento del ozono troposférico ayudaría al aumento del CO2 atmosférico (Loya et al. 2003).
2. Disminución del ozono estratosférico
En un 90 % de su masa el ozono se encuentra en la estratosfera. Si tomamos como origen de referencia el año 1979, es posible que el aumento del ozono troposférico se haya visto contrarrestado en algunas regiones por una disminución del ozono de la baja estratosfera, en donde se encuentra la mayor proporción de su masa. Este declive del ozono estratosférico habría producido un forzado negativo de entre 0,1 y 0,2 W/m2 (IPCC 2007). El signo negativo se debe a que el incremento de la cantidad de energía solar directa, que se recibe en superficie tras una hipotética disminución del espesor de la capa de ozono, es ínfima, pues la radiación solar ultravioleta absorbida por el ozono sólo representa un pequeño porcentaje de la energía total recibida del Sol, menos del 0,04%. Este pequeño incremento de la energía solar entrante es menor que el aumento de la energía infrarroja saliente, no retenida, que resulta de la disminución del ozono de la baja estratosfera. Por lo tanto, el efecto neto de la disminución del ozono estratosférico es, en principio, sin tener en cuenta otros efectos sobre la circulación atmosférica que analizaremos posteriormente, el de enfriar la superficie de la Tierra.
La evolución de la masa global de ozono (troposférico y estratosférico) desde 1979, año en que comienzan las mediciones satelitarias, es bastante compleja (Bodeker, 2001). Se suele dar por descontado que ha habido una tendencia general y continua a la baja. Sin embargo, una observación más detallada de su gráfica de evolución indica que, aparte de las fuertes caídas que siguieron a las erupciones volcánicas del Chichón (México, Abril 1982) y del Pinatubo (Filipinas, Junio 1991), no ha existido, al menos desde 1983, una tendencia clara, ni a la baja ni al alza. En las latitudes medias del hemisferio norte (35-60ºN) ha habido un claro aumento desde 1993 hasta el 2005, atribuíble princialmente a cambios en la circulación estratosférica, lo que sitúa la concentración de ozono de este año al mismo nivel que en 1985 (Hadjinicolaou, 2005).
Sobre el futuro del ozono estratosférico existen muchas incógnitas, debido al posible enfriamiento de la estartosfera por causa del incremento del CO2 (Dameris, 1998). El CO2 no solamente es un eficiente absorbente de radiación infrarroja sino que también es un excelente emisor de este tipo de radiación. En los niveles estratosféricos la emisión de radiación infrarroja emitida por el CO2 se escapa en gran parte hacia el espacio exterior. Por lo tanto, el CO2 actúa allí enfriando la estratosfera. Probablemente este enfriamiento estratosférico provocado por el incremento del CO2 y por el propio aumento del ozono troposférico (que atrapa en las capas bajas la radiación terrestre saliente ) conlleve la formación de nubes polares estratosféricas más abundantes. Por eso es posible que la destrucción de ozono que se produce en estas nubes aumente y que sean más profundos los "agujeros" estacionales que se forman en las latitudes altas.
Sin embargo, el enfriamiento de la estratosfera, y también la disminución del cloro (debido a la prohibición de los CFCs) es posible que haga aumentar en el futuro el ozono estratosférico de las zonas templadas y tropicales, pues allí se reduce la velocidad de las reacciones naturales de química homogénea (gas-gas) que destruyen el ozono y que equilibran el proceso de formación de ozono por la acción del Sol sobre el oxígeno.
Otro de los motivos por el cual podría aumentar la frecuencia de nubes polares estratosféricas, y la consiguiente destrucción de ozono, es el incremento del vapor de agua. El metano es la princial fuente de humedad de la estratosfera, en donde su oxidación acaba produciendo dióxido de carbono y agua. A pesar de la escasez de las mediciones, hay indicios de que el vapor de agua en la estratosfera ha ido aumentando a razón de un 1% anual en las últimas tres décadas (Oltmans, 2000). Una mayor concentración de agua en la estratosfera facilitaría la formación de nubes. Además, el vapor de agua provoca, al igual que el CO2, un efecto neto de enfriamiento en la baja estratosfera (Forster, 1999), que también contribuiría a una mayor frecuencia de las nubes polares estratosféricas.
Finalmente no hay que olvidar que la química de destrucción heterogénea del ozono estratosférico está también muy ligada al estado de suciedad de la estratosfera, provocado por las erupciones volcánicas cataclísmicas (Deshler, 1998), por lo que la incógnita sobre su desarrollo futuro es aún indescifrable. Así, el Pinatubo, en una enorme erupción de tipo pliniano, eyectó a la atmósfera en Junio de 1991 unos 5 km3 de material piroclástico y cenizas, y unos 17 millones de toneladas de SO2 (Kress, 1997) .
Gran parte de la masa de gases alcanzó la estratosfera, formando una capa de aerosoles sulfatados que progresivamente fueron cubriendo todas las latitudes. Durante varios meses se produjo una reducción de la energía solar en superficie de 3 o 4 W/m2 , lo que enfrió notablemente la troposfera (Minnis, 1993). Un año más tarde, todavía el forzamiento negativo a escala global era de 1 W/m2. Desde los días de la erupción hasta Agosto de 1992, las temperaturas superficiales descendieron 0,5°C. Como consecuencia, disminuyó considerablemente la actividad vegetativa (Lucht, 2002). Además, hubo una pérdida considerable en la concentración de ozono estratosférico, debido a la agudización de las reacciones de destrucción química heterogénea de ozono en el interior de las nubes sulfatadas, registrándose hasta un 8 % de disminución durante algunos meses sobre Europa. Parece interesante señalar que esta importante variación registrada en la química estratosférica del ozono indica la posibilidad de que en el pasado hubiese habido destrucciones aún más masivas de ozono con motivo de erupciones mucho más poderosas. Entonces, un cambio brusco en la concentración de ozono estratosférico probablemente ocasionaría complejos cambios en la circulación atmosférica, dada la importancia del ozono en las distribuciones verticales de energía.
Bodeker
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