El clima de la estratosfera

Los globos-sonda que empezaron a lanzarse sistemáticamente a finales de la primera década del siglo XX parecían mostrar la existencia de una capa muy aproximadamente isoterma por encima de unos 10 km de altitud [1]

balloonsondes
Curvas de medidas de temperaturas para diferentes lanzamientos de globos sonda. Fuente: Meteorological Glossary

Con estas primeras observaciones en mente,  E. Gold y W.J. Humphreys proporcionaron independientemente en 1909 un primer cálculo de la temperatura basada en el equilibrio radiativo de una estratosfera que absorbía sólo radiación térmica de la troposfera. Podemos reconstruir el razonamiento de Gold y Humphreys con un modelo de dos capas de la atmósfera. Para que quede más elegante, utilizo la famosa imagen de las capas atmosféricas como fondo a la figura del transbordador espacial Endeavour, donde añado las potencias superficiales que emite cada capa.

 

im09_equilibrioradiativo

En el equilibrio radiativo de la estratosfera se tiene que cumplir que

Potencia absorbida = Potencia emitida

\sigma T_{e}^{4}=2 \sigma T_{S}^{4} \Rightarrow T_{S}=\left (  \frac{1}{2}\right )^{\frac{1}{4}} T_{_{e}} = 0,84 \: T_{_{e}}

Una relación que ya habíamos visto en el modelo básico de atmósfera gris [2]. Para una temperatura efectiva de la troposfera de 255 K (-18ºC) obtenemos 214 K(-59ºC) que es una temperatura típica de la tropopausa. Esta temperatura se conoce a veces, por razones históricas, como temperatura “de piel” (skin) de Gold-Humphreys.

atmosperfil

Lo cierto es que la tropopausa —la zona de transición entre la troposfera y la estratosfera, donde deja de disminuir la temperatura y la convección deja de dominar el transporte de energía— es una región de la atmósfera realmente complicada de definir y modelar debido a su compleja estructura. La tropopausa puede variar entre los 7 y 10 km aproximadamente en las regiones polares hasta los 16-18 km en los trópicos. Como vemos en la figura anterior, el gradiente térmico puede comportarse de diferentes maneras según el tipo de atmósfera (polar, tropical o latitudes medias). En la figura a continuación podemos ver en mayor detalle la compleja variación de la altitud media de la tropopausa a diferentes latitudes.

tropopauselatitude

Gold y Humphreys realmente no fueron capaces de dar una explicación al comportamiento isotermo de la estratosfera. En realidad sólo mostraron la coherencia de ciertos cálculos básicos con las observaciones. Su razonamiento podemos resumirlo de la siguiente manera: la temperatura de equilibrio de la troposfera debe ser de -18ºC para radiar 240W/m², la misma potencia superficial con la que el sol calienta la superficie terrestre. En las condiciones de equilibrio radiativo, la estratosfera debería radiar la mitad de esa potencia superficial hacia el espacio, lo que implica que debe estar mucho más fría, a unos -59ºC. Si consideramos el gradiente térmico medido en la troposfera de unos -6,5 ºC/km y partiendo de una temperatura promedio de la superficie terrestre de unos 15ºC, podemos estimar la altura de la tropopausa en unos (-59ºC – 15ºC)/ (-6.5ºC/km) ~ 11 km, una altitud perfectamente en el rango de las medidas.

Edward Arthur Milne apuntaría en 1922 el problema de asumir equilibrio radiativo en un modelo de atmósfera gris. Eso llevaría a una ligera disminución de la temperatura con la altitud y no a un comportamiento isotermo [siguiendo a Goody & Yung, Pekeris 1934]. Sólo hay que pensar en la estratosfera como una capa calentada desde abajo por la troposfera sin movimientos convectivos y con un transporte de energía dominado por radiación. Debe haber otras variables compensando el enfriamiento radiativo de la baja estratosfera. Ese hecho ya apuntaba al calentamiento provocado por gases absorbentes de la radiación solar.

En 1909 ya se habían alcanzado los 30 km de altitud con los globos-sonda  y en las próximas dos décadas quedaría establecido que en la estratosfera se producía una inversión térmica con respecto a la troposfera. Sólo faltaba buscar un mecanismo que explicase el calentamiento de las capas altas de la estratosfera respecto a las inferiores, llegando a un máximo de unos -15ºC a unos 50 km de altitud (en la estratopausa). Fue en 1930 cuando Sydney Chapman nos proporcionó el mecanismos correcto: la absorción ultravioleta del ozono de la estratosfera.

ciclochapman
Fuente de la imagen

El fotón UV absorbido en el paso 1 de las reacciones de Chapman con longitudes de de onda menores que 0.242 μm provoca la disociación del oxígeno molecular en oxígeno atómico que adquiere energía que transfiere al nitrógeno u oxígeno molecular presente al mismo tiempo que en el paso 2 puede producir ozono. Esa absorción neta de energía la que calienta la estratosfera.

Lo que denominamos capa de ozono es en realidad un aumento de la concentración de esta molécula en torno a 8 ppm entre los 30 y 35 km de altitud con un máximo de en unos 32 km.

ozone
Perfil de la concentración atmosférica de ozono. Fuente: Ozone Hole Watch. NASA

Así que intuitivamente podemos entender la estratosfera como una capa calentada desde lo alto.

Investigaremos ahora el papel de los GEI en el comportamiento de la tropopausa y la estratosfera.

Transporte entre la troposfera y la estratosfera

No sorprenderá al lector el hecho de que el aire de la troposfera invada la estratosfera, pues todos conocemos el papel de las emisiones de CFCs industriales en el deterioro de a capa de ozono. También sabemos por ejemplo que parte del ozono creado en la estratosfera entra en la troposfera, donde se convierte en un contaminante.

Por el seguimiento de las variaciones de las concentraciones de los componentes de la atmósfera con la altitud, sabemos que el aire de superficie puede terminar en la estratosfera después de unos cuantos meses. El mecanismo, no del todo comprendido, de este transporte entre ambas capas se denomina circulación de Brewen-Dobson. En la siguiente figura podemos ver con flechas negras el comportamiento global de esta circulación

Brewer-Dobson
En color rojo indica concentraciones más elevadas de ozono y el azul menos elevadas . Fuente: Stratospheric Dynamics and the Transport of Ozone and Other Trace Gases

El aire asciende desde la troposfera principalmente en los trópicos moviéndose por la estratosfera hacia los polos. Desciende de nuevo a la troposfera en latitudes media y se acumula en la parte baja de la estratosfera en las regiones polares. Podemos notar este último hecho en la elevada concentración de ozono acumulada inmediatamente por encima de la troposfera en los polos. La observación de esta acumulación de ozono en el Ártico, junto al déficit en los trópicos, llevó a Dobson en 1929 a proponer esta circulación de aire estratosférico.

¿Cómo afectan las emisiones de GEI a la tropopausa y estratosfera?

Vamos a utilizar un modelo sencillo [3] para entender cómo se ve afectada la tropopausa por las emisiones de GEI. Al aumentar los GEI en la troposfera, ésta se vuelve menos transparente al infrarrojo y por tanto el transporte vertical  por radiación (que define a la estratosfera) empezará a dominar a mayor altitud. Eso hace ascender la tropopausa. Decimos que la troposfera es “ópticamente gruesa” y en ella domina el transporte vertical de energía por convección y la estratosfera “ópticamente delgada” donde domina el transporte por radiación.

Como el gradiente térmico de la troposfera está dado por condición adiabática que describimos en la entrada anterior, mantendrá constante las pendiente de 6,5ºC/km. En la figura vemos el resultado de trasladar el gradiente térmico de la troposfera (recta inclinada roja) a mayor altitud (recta naranja), lo que lleva necesariamente a un aumento de la temperatura superficial (flecha naranja). ¡Ahí tienen otra manera de entender el efecto invernadero amplificado por GEI!

tropopauseheight
Fuente de la imagen

Este nuevo modelo de efecto invernadero amplificado es perfectamente compatible con la explicaciones de la entrada anterior, puesto que observamos que la altura efectiva de emisión infrarroja ha ascendido también (flecha roja) Antes  de alcanzar el equilibrio, esa mayor altura implicaba una temperatura menor de emisión y, por tanto, que la energía emitida hacia el espacio sea menor que la energía solar absorbida por la superficie, provocando el calentamiento.

Podemos de hecho razonar justo al contrario, y a partir del hecho del calentamiento superficial provocado por GEI, deducir el aumento de la altitud de la tropopausa.

¿Tenemos alguna evidencia de que realmente la tropopausa esté ascendiendo?  La tenemos. Los datos de satélite muestran un ascenso medio de 47 m por década, con un descenso de presión equivalente de 1 mb por década y una caída de 0,18ºC de la temperatura en el mismo periodo. Si bien, las tendencias son bien diferentes según la latitud.

tropopausaheightm
Wilcox et al. 2011. A global blended tropopause based on ERA data. Part II: Trends and tropical broadening

En la figura anterior podemos ver la variación de la altura de la tropopausa con la latitud (a). Podemos ver la anomalía de la Antártida donde la tendencia es contraria a la global (descenso de la altitud de la tropopausa y calentamiento (b))

Esa tendencia global no significa necesariamente una “huella dactilar” del aumento de GEI en la troposfera. Hay varios efectos que afectan la altura de la tropopausa. Uno de esos efectos son los cambios en la cantidad de ozono en la estratosfera. El aumento de la cantidad de ozono significa un descenso de la altitud de la tropopausa. Esa relación procede de los modelos y, al menos de momento, no encuentro una explicación intuitiva con las herramientas acumuladas hasta ahora. Pero vamos a intentar una basada en nuestro modelo simple anterior y en argumentos de equilibrio radiativo entre la radiación de la troposfera y la estratosfera detallada en la segunda imagen arriba. Por supuesto el lector debe tomarse esa explicación con muchas reservas.

Aumentar la cantidad de ozono aumenta la temperatura de la estratosfera debido a la absorción solar . Para restablecer el equilibrio radiativo sin aumentar la temperatura superficial (la cantidad de radiación solar que llega a la superficie es básicamente la misma) la capa efectiva de emisión de la troposfera debe bajar en altitud para aumentar su temperatura. Para no cambiar las propiedades ópticas de absorción de la troposfera (donde no hemos añadido GEI), la troposfera debe estrecharse y por tanto la tropopausa debe descender. O resumido en una figura con nuestro modelo simple:

stratospherewarming.png

Santer et al. 2003 [1,2] parecen apuntar a que al menos en el periodo 1979–1997 la evolución de la altitud de la tropopausa puede modelarse bien con el efecto de los GEI antropogénicos y la disminución del ozono estratosférico por acción de los CFC.

Otro forzamiento radiativo interesante en la estratosfera es el causado por la invasión de aerosoles de las erupciones volcánicas, principalmente óxidos de azufre [4]. Estos aerosoles realizan un doble papel. Por un lado aumentan el albedo y por otro absorben radiación solar, provocando calentamiento. El aumento del albedo enfría tanto la estratosfera como la troposfera, pero en principio no tiene ningún efecto en la altura de la tropopausa. El calentamiento provocado por la absorción de radiación produce un efecto tipo ozono, disminuyendo la altitud de la tropopausa.

En el siguiente gráfico podemos ver este efecto de descenso de la tropopausa en dos grandes erupciones volcánicas de finales del siglo pasado: El Chichón situado en México, ocurrida en 1982, y el Pinatubo en Filipinas en 1991.

volcanostratosphere
Santer et al. 2003 Behavior of tropopause height and atmospheric temperature in models, reanalyses, and observations: Decadal changes.

Enfriamiento de la estratosfera

Otra de las huellas dactilares del efecto invernadero amplificado por GEI es el enfriamiento de la estratosfera. Hemos visto como el CO2 es químicamente inerte en la atmósfera, por lo que en unos pocos meses termina en la estratosfera gracias a la circulación de  Brewen-Dobson. El CO2 en las estratosfera absorbe la radiación emitida por la troposfera a su vez que emite radiación hacia el espacio. Pero recordemos que la emisión efectiva de la troposfera procede de la parte alta y se encuentra a una temperatura más baja que gran parte de la estratosfera, donde la temperatura aumenta con la altitud debido al efecto de calentamiento del ozono. Eso significa, que el CO2 emite radiación a mayor temperatura efectiva que la radiación que absorbe, produciendo un enfriamiento al aumentar su concentración.

Ese razonamiento que parece tan directo no lo es tanto [5]. No sólo el efecto de la temperatura es importante, también la saturación de la parta central de la principal banda de 15 μm en la troposfera implica una menor absorción. En realidad, el argumento preciso implica un modelo detallado de transporte radiativo cuyo resultado es precisamente ese enfriamiento de la estratosfera al aumentar los GEI.

¿Contamos con evidencias de que ese enfriamiento se esté produciendo y que sea debido principalmente al aumento de GEI en la atmósfera? Parece que sí. Tenemos mediciones de satélites bastante precisas que confirman el aumento progresivo de la concentración de CO2 en la estratosfera.

En la figura a continuación (Aquila et al. 2016) vemos las mediciones de satélite  (en negro) para diferentes altitudes en la estratosfera. Cada cuadro representa la simulación de cada uno de los factores que contribuyen al espectro infrarrojo: temperatura superficial del mar (SST), GEI (GHG), Ozono (ODS), Aerosoles volcánicos (Volc) y brillo solar (Sun). Vemos que la suma modelada de cada contribución se ajusta bien a los datos y cómo el efecto de los GEI explica la tendencia descendente de la temperatura en la media y alta estratosfera (a partir de 25 km). En los datos se aprecia perfectamente la huella de las erupciones del Chichón y Pinatubo y la recuperación del ozono en las últimas décadas que ha moderado el descenso debido a los GEI (más detalles en Thomson & Solomon 2009)

temptrend

Anotaciones y referencias


[1]En la entrada Crónicas de la estratosfera (publicada en Naukas) cuento la historia detallada del descubrimiento de de esta zona de la atmósfera y sus características físicas.

[2]Uno de los trabajos que tengo pendiente es implementar un modelos multicapa de atmósfera gris. El blog Climatephys tiene una interesante entrada con una primera aproximación analítica a este asunto. Pero en realidad me interesan más las consecuencias que se pueden extraer experimentando con un modelo numérico donde pueda variarse el número de capas y la emisividad, del tipo detallado en esta web. El siguiente paso sería investigar modelos básicos semi-grises como los descritos por ejemplo en Guillot 2009 y sus mejoras como en Parmentier y Gillot 2014. Robinson, T. D. & Catling, D. C. An analytic radiative–convective model for planetary atmospheres. Astrophys. J. 757, 104 (2012).

[3]El tipo de argumentos que utilizo en el modelo de cambios del gradiente térmico están inspirados por los comentarios en la sección 7.6 del libro de Taylor, Elementary Climate Physics que está reseñado en la sección de libros de texto recomendados para iniciarse.

[4]Una erupción espectacular del volcán Sarychev en 2009 se hizo famosa por la maravillosa fotografía que tomaron los astronautas desde la ISS. El volcán inyecto aerosoles detectados hasta al menos 22 km de altitud. En la famosa imagen podemos ver la columna eruptiva que penetró bien dentro de la estratosfera y que mostró una serie de fenómenos atmosféricos muy interesantes, como la formación de una nube tipo Pileus.

sarychev_peak_eruption

[5]La dificultad de dar una explicación sencilla al enfriamiento de la estratosfera con el aumento de gases de efecto invernadero ha llevado a blogs conocidos a liarse un poco intentando dar detalles que son muy complicados. Por ejemplo, Real Climate y Skeptical Science han tenido que modificar sus explicaciones iniciales. Science of Doom ha sido mucho más comedido y recomiendo la lectura de su entrada Stratospheric Cooling. Mi explicación está basada en la sección 3.2 de Ramaswamy et al. 2001

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