La humedad
atmosférica
y los cambios climáticos
antropogénicos:
una revisión
Adalberto Tejeda-Martínez
René Garduño-López
Consejo Veracruzano de Investigación Científica
y Desarrollo Tecnológico (COVEICYDET)
Programa de Estudios de Cambio Climático
de la Universidad Veracruzana (PECCUV)
Adalberto Tejeda-Martínez:
Universidad Veracruzana, Xalapa, Veracruz, México.
René Garduño-López:
Instituto de Ciencias de la Atmósfera y Cambio Climático,
Universidad Nacional Autónoma de México.
La humedad atmosférica
y Los cambios cLimáticos
antropogénicos:
una revisión
Primera edición, 2023
© Adalberto Tejeda-Martínez
© René Garduño-López
D.R © Puertabierta Editores, S. A. de C. V.
Ma. del Refugio Morales No. 583, Col. El Porvenir, Colima, Col.
Para México: www.puertabierta.com.mx
Para España: www.puertabiertaeditores.com
ISBN: 978-607-8865-74-1
Diseño editorial: Ana Martínez Alcaraz
Impreso en México / Printed in Mexico
© Todos los Derechos Reservados. Se autoriza la reproducción
parcial, siempre y cuando se cite la fuente.
Índice
Agradecimientos............................................................................6
Prólogo ...........................................................................................7
Resumen ........................................................................................8
Sumario ...........................................................................................9
Abstract ........................................................................................14
Summary .....................................................................................15
1. Introducción ............................................................................22
2. Instrumentos y climatología ..................................................33
3. La retroalimentación del vapor de agua ..............................54
4. Tendencias y escenarios futuros ...........................................88
Glosario ......................................................................................116
Referencias .................................................................................121
Los autores .................................................................................142
A dos climatólogos veracruzanos de
reconocimiento internacional, en su centenario:
Ernesto Jáuregui (Pueblo Viejo, 4 de agosto de 1923 –
Ciudad de México, 18 de septiembre de 2014) y
Julián Adem (Tuxpan, 8 de enero de 1924 –
Ciudad de México, 9 de septiembre de 2015)
agradecimientos
A Carlos Márquez por la revisión exhaustiva del manuscrito
sin la cual no habría sido posible su conclusión, así como por
la traducción del español al inglés del Abstract y el Summary.
Igualmente contribuyeron con correcciones, tablas y figuras
Matías Méndez Pérez, Daniela Cruz Pastrana, Irving R. Méndez Pérez, Aranza Baruch Vera, Kirsten Emily Montero Palomino, Adrián Álvarez-Pérez, Diego Villegas de la Portilla y
Jaime Omar Castro Díaz.
6
prólogo
La publicación de La humedad atmosférica y los cambios climáticos
antropogénicos: una revisión, de Adalberto Tejeda-Martínez y René
Garduño-López, es de saludarse con beneplácito, porque se
trata de una magnífica síntesis de la problemática, bien fundamentada y escrita. Esta revisión recalca conceptos y resultados, lo que facilita la comprensión por parte del lector. Varias
de las tablas son un acopio de referencias muy útiles. El tema
del papel de la humedad atmosférica en el cambio climático
en sí es complejo y bastante menos tratado en la bibliografía
que el papel de otras variables, como la temperatura, la presión
atmosférica, etcétera. En ese sentido es que vale la pena esta
publicación. Cuando decimos, de una manera muy simple, que
el calentamiento refuerza el ciclo del agua, poniendo más agua
en circulación, por aumento de la evapotranspiración, olvidamos todo lo que pasa con el vapor de agua en la troposfera y la
estratosfera. El diferente comportamiento de la humedad relativa, con la hipótesis de su constancia, y la humedad específica,
o las retroalimentaciones en las que está implicado el vapor de
agua son temas de gran calado que olvidamos y que este libro
de Adalberto y René nos los aclaran a partir de una revisión
bibliográfica exhaustiva.
Javier Martín-Vide
Profesor de Geografía Física de la Universidad de Barcelona
Barcelona, España
Mayo de 2023
7
resumen
A pesar de que el vapor de agua (vH2O) en la atmósfera representa apenas cuatro diezmillonésimas del contenido de agua
planetaria, es responsable del 60% del efecto invernadero y de
un 10% del transporte de calor de los trópicos hacia latitudes
mayores, o del 50% de la transferencia de calor de la superficie de la Tierra a la atmósfera. Además, el vH2O interactúa en
retroalimentación positiva con otros gases de efecto invernadero, por lo que es importante revisar su papel en el cambio climático global, retroalimentación que se presenta en casi todos
los cambios climáticos. Aquí se hará una revisión de la literatura relevante respecto al origen de la atmósfera y del vH2O en
ella, de las tendencias observadas recientemente de la humedad
troposférica y de la baja estratosfera y se hará mención de los
efectos de la urbanización en la climatología hígrica local. Se
revisarán las propiedades radiativas del vH2O, de su contribución a la termodinámica y la dinámica atmosféricas, y se describirán los principales escenarios de cambio climático en cuanto
a las futuras concentraciones de la humedad atmosférica. En
suma, se glosa una serie de resultados de investigaciones que
responden preguntas trascendentes sobre el papel del vH2O
en los cambios climáticos antropogénicos a escala global y a
escala urbana.
8
sumario
La atmósfera terrestre tiene un origen secundario por la desgasificación de su interior más que por la captura de gases de la
nebulosa solar (Brow, 1949). Las erupciones volcánicas emitieron CO2, vH2O y algunos otros gases como CH4, NH3 y SO2,
hace 4 millardos1 de años pero por la fuerza gravitacional la atmósfera no escapó de la Tierra. Las desgasificaciones de vH2O
alcanzaron el punto de condensación, se precipitaron para formar océanos (Hartmann, 2016) y las temperaturas planetarias
se acercaron al punto triple del agua, lo que permite que esta se
encuentre de manera natural en sus tres fases físicas.
El vH2O efectúa tres tipos de intercambios de energía entre la superficie y la atmósfera terrestre: radiativos, térmicos y
dinámicos. El calor sensible se suma a la radiación solar absorbida para proveer energía para evaporar agua, de modo que
las temperaturas superficiales promedios globales oscilan entre 259K (contraste de temperatura de la superficie polo-ecuador 70 K) y 316K (contraste de 24K) y las concentraciones de
vH2O atmosférico varían en casi dos órdenes de magnitud. El
vH2O es opaco a varias regiones del espectro solar por lo que
absorbe 60% de la radiación emitida en la mitad superior del
espectro terrestre (14 µm en adelante), aunque debe aclararse
que la comprensión del espectro continuo de absorción del
vH2O no está completa (Held y Soden, 2000).
El incremento del contenido de la humedad de 7% por
cada K de calentamiento en la troposfera es un resultado de
1. Un millardo es 109, lo que en inglés de Estados Unidos se llama billion, diferente
al billón español (1012).
9
varios autores, que recogió el IPCC en su AR4 (Trenberth et
al., 2007), lo que es de importancia dada la relación de la humedad con los sistemas meteorológicos, con la convergencia y
por tanto con la cantidad y distribución espacial y temporal de
las precipitaciones. No obstante, se debe estar consciente de la
incertidumbre en las bases de datos de radiosondas y de satélites, principales fuentes de información de la humedad en la
atmósfera. Por la misma razón, las climatologías de la humedad
atmosférica en la troposfera alta y la baja estratosfera elaboradas hasta ahora son apenas unas primeras aproximaciones.
Hay una decena de satélites meteorológicos que proporcionan información de humedad atmosférica en distintas capas
(Tabla 1). Cada vez son más precisos y con el tiempo será posible tener series largas para detectar las fluctuaciones o variaciones hígricas en el aire, particularmente en la alta troposfera
y la baja estratosfera, donde los datos de radiosondas son más
inciertos y los de satélite relativamente recientes, aunque es
cierto que cada vez son más abundantes las bases de datos de
acceso libre para estudios de la humedad atmosférica (Tabla 2).
Aquí se ha mostrado una climatología elemental de la humedad atmosférica, sin considerar incertidumbres y errores
instrumentales inherentes a los datos usados. El contenido
de vH2O es mayor en la vecindad de la superficie del planeta,
y disminuye hacia la altura y de latitudes bajas a altas (figura
1). La figura 2 muestra cómo decae rápidamente el contenido
de vH2O con la altura sobre un sitio tropical húmedo (Ylang
Ylang, en la ciudad de Veracruz ubicada en centro de la costa
mexicana del Golfo de México), y sobre San Diego, CA. Se
nota el contraste entre ambos sitios y entre invierno y verano.
Ahora bien, el calentamiento antropogénico incrementa la
presión de vapor de saturación debido a la relación de Clausius-Clapeyron, es decir, que la humedad específica de satura10
ción planetaria se incrementa en 7% K-1. Así pues, dicho calentamiento genera aumentos en la humedad atmosférica que a su
vez contribuyen al calentamiento planetario dado que el vH2O
es el principal gas de efecto invernadero. En el AR5 Stocker et
al. (2013) concluyeron que la pérdida de energía por aumento de las emisiones de radiación debidas al calentamiento del
sistema climático, no son lineales pues las alteran las retroalimentaciones del vH2O, nubes y albedo; el balance final es que
el forzamiento climático ha sido positivo debido a los gases de
efecto invernadero de larga vida, principalmente, pero también
por los de vida corta como el O3 y el vH2O estratosféricos
(p. 67 y 68). En cambio, las retroalimentaciones de las nubes,
hasta esas fechas, parecían inciertas, pero todas estas retroalimentaciones, más la del gradiente térmico vertical que también
es positiva (al aumentar el gradiente aumenta el contenido de
vH2O en la troposfera), determinan la sensibilidad climática.
Particularmente para las temperaturas troposféricas son relevantes las concentraciones de vH2O en la alta troposfera y en
la baja estratosfera.
La dinámica del vH2O es más importante en climas cálidos
que en fríos. En las grandes escalas espaciales, desde las tormentas extratropicales (∼1000km) a la circulación de Hadley,
la liberación de calor latente a través de la condensación es
más importante que el enfriamiento del aire por evaporación o
sublimación. Tómese en cuenta que los tiempos de residencia
del vH2O y del agua condensada en la atmósfera son similares
(días o más), y también son similares entre sí las magnitudes de
los calores latentes específico de vaporización y de sublimación
(Schneider et al., 2010).
En su Quinto Informe de Evaluación (AR5) el IPCC
(Hartmann et al., 2013) resumió las tendencias globales en la
11
concentración de la humedad atmosférica2 superficial de aproximadamente 0.3g kg-1 por década, y en el hemisferio norte
de hasta 0.5g kg-1. Para el periodo 1976-2003 esas tendencias
sobre los continentes son superiores a 0.1% por década y de
0.079% por década sobre océano. Para la columna integrada
de la troposfera son de 0.8kgm-2 por década entre 1990 y 2010.
El Sexto Informe de Evaluación del Grupo 1 del IPCC
(AR6WG1) sostiene, con una confianza alta3, que el ciclo hidrológico global se ha intensificado al menos desde 1980, lo
que se expresa, por ejemplo, en el aumento de los flujos de
humedad atmosférica y la amplificación de los patrones de precipitación menos evaporación. Es probable que las precipitaciones en los continentes hayan aumentado desde 1950, con
un aumento más rápido desde la década de 1980 (confianza
media). La magnitud del mecanismo de retroalimentación de
vH2O es de 1.5 + 0.5Wm-2K-1 (incertidumbre de dos desviaciones estándar). El forzamiento radiativo del vH2O estratosférico, pasó de 1.0 a 3.0Wm-2 entre 1960 y 2010 (Myhre, 2013).
Los incrementos esperados del contenido de vH2O para
2081-2100 a partir del promedio anual 1986-2005, con una
RCP 8.5, según el AR5 (Stocker et al., 2013), no rebasan el 10%
2. En este documento se entenderá por concentración de humedad atmosférica
o de vapor de agua en la atmósfera, a la masa contenida por unidad de masa de
aire húmedo (humedad esécífica), o por unidad de masa de aire seco (razón de
mezcla), o por unidad de volumen (densidad de vapor, también llamada humedad
absoluta).
3. El AR6W1 hace la distinción entre confianza —una medida cualitativa de la
validez de un hallazgo, basada en el tipo, cantidad, calidad y consistencia de la
evidencia (p. ej., datos, comprensión mecánica, teoría, modelos, juicio de expertos) y el grado de concordancia—, y probabilidad, entendida como una medida
cuantitativa de la confianza expresada probabilísticamente, p. ej., basada en el
análisis estadístico de las observaciones o los resultados de un modelo, o ambos,
y el dictamen de expertos del equipo de autores o de una encuesta cuantitativa
formal de opiniones de expertos, o ambos.
12
en sentido positivo ni negativo (figura 19). Los incrementos esperados de temperatura y humedad comprometerán la realización de actividades humanas normales, pues se verán afectadas
las condiciones de bienestar térmico de los individuos y serán
más propicias las condiciones para la proliferación de vectores
patógenos.
En cuanto a la relación del vH2O y la cubierta nubosa a
nivel global, Adem (1967) propuso una relación lineal entre
la RH promedio de la troposfera y la cubierta nubosa global,
mientras que la humedad específica depende de la cubierta nubosa y la temperatura. Con la hipótesis de la RH invariante,
Garduño y Adem (1993) encontraron una correlación negativa
entre los incrementos térmicos y la cubierta nubosa, que Mendoza et al. (2021), mediante parametrizaciones, calcularon en
un decremento (incremento) de 1.5% de nubosidad ante 1°C
de calentamiento (enfriamiento), pero los mismos autores han
señalado que en el caso de una RH cambiante, ese decremento
(incremento) sería del 7.6%.
13
abstract
Despite the water vapor (vH2O) in the atmosphere represents
only four ten millionths of the planetary water content, it is
responsible for 60% of the greenhouse effect and 10% of the
heat transport from the tropics to higher latitudes, or 50% of
the heat transfer from the Earth’s surface to the atmosphere.
Besides, the vH2O interacts in a positive feedback with other
greenhouse gases, so it is important to review its role in global
climate change, although must be clarified that this feedback
is present in almost all climate changes. Here, will be made a
review of the relevant literature regarding to the atmosphere’s
origin and vH2O in it, of the recently observed trends of tropospheric and lower stratospheric humidity and the effects of
urbanization on local humidity climatology will be mentioned.
The radiative properties of vH2O, its contribution to atmospheric thermodynamics and dynamics, and the main climate
change scenarios for future atmospheric moisture concentrations will be reviewed. In summary, a set of research results is
presented that answer important questions about the role of
vH2O in global and urban climate changes.
14
summary
This book is a review of more than 200 references on atmospheric water vapor (vH2O) and current climate change, including previous and recent IPCC reports. vH2O in the atmosphere represents four ten-millionths of planetary water but
is responsible for 10% of heat transport from the tropics to
higher latitudes and 50% from the surface to the atmosphere.
It also generates 60% of the greenhouse effect.
The book begins with a short story of the earth atmosphere. The Earth’s atmosphere has a secondary origin by the
degassing of its interior rather than the capture of gases from
the solar nebula (Brow, 1949). The volcanic explosions emitted CO2, vH2O and some gases such as CH4, NH3 and SO2,
four billion years ago; but due to the gravitational force the atmosphere did not escape the Earth. The vH2O degassings reached the condensation point, they precipitated to form oceans
(Hartmann, 2016) and the planetary temperatures approached
to the water triple point, which allows water to be found naturally in its three physical phases.
The effects on the climate of the four most abundant gases
in the air (N2, O2, CO2 and vH2O) are not proportional to the
content of each of them. N2 occupies 78% of the atmosphere
but is only responsible for atmospheric pressure, O2 (21%) is
essential for life but not directly for the climate, instead, CO2,
CH4, N2O and vH2O —together not even reaching 1%— are
the dominant gases in the energy exchanges between the surface and the atmosphere (Budyko et al., 1987). As a greenhouse
gas, vH2O could accelerate global warming, something that has
been debated since the ending of the past century.
15
By the Clausius-Clapeyron equation, vH2O in a volume of
air in contact and in thermal equilibrium with a pure water
surface will reach saturation pressure, which is dependent on
temperature. For the average surface atmosphere, an increase of 1K increases the saturation pressure by 7% (Hartmann,
2016). Inamdar and Ramanathan (1998) observed that the
tropospheric relative humidity (RH) at most latitudes remains
approximately the same in winter and summer, and by extrapolating this behavior it is possible to assume a fixed RH when
the lower and middle troposphere warm due to the increase in
CO2 and other gases.
Small changes in vH2O in the upper troposphere and stratosphere have a greater impact on the greenhouse effect than in
the lower atmosphere (Kämpfer, 2013). Increases in vH2O cool
the stratosphere and warm the troposphere and vice versa. Global, regional, and local studies indicate a near-surface atmosphere moisture increase in recent decades—with spatial and temporal differences—related to warming by greenhouse gases. The
increase in precipitable water, the decrease in convective flows,
the increase in horizontal moisture transport, the modification
of the precipitation/evaporation pattern and the decrease in horizontal sensible heat fluxes are responses to the increase in temperature and saturation pressure. [See Gettelman et al. (2006),
Sherwood et al. (2010 a and b), and Ryu et al. (2015)].
vH2O performs three energy exchanges between the surface
and the atmosphere: radiative, thermal, and dynamic (Held and
Soden, 2000). Global mean surface temperatures range from
259K to 316K while atmospheric vH2O concentrations vary by
almost two orders of magnitude (Pierrehumbert et al., 2007).
Earth’s energy balance implies an emission temperature of
255K, against the 288K of the average surface temperature of
the planet. The difference is the greenhouse effect, determined
16
by the relationship between the wavelengths and the quantum
response —vibrations and rotations— of the molecules and
atoms of the atmospheric components. vH2O is opaque to
some regions of the solar spectrum but absorbs about 60% in
the upper half of the terrestrial spectrum (≥14 μm). According to this scheme the full understanding of the continuous
absorption spectrum of vH2O is not complete (Held and Soden, 2000).
On the feedbacks, from this revision it can be seen that
approximately 40% of outgoing longwave radiation (OLR) is
absorbed into vH2O 4km above the ocean. Heat radiates back
to the surface, resulting in an exponential increase in the demand for vH2O, resulting in more warming. The mechanism
is essentially like this, but is complicated by ocean cooling by
evaporation, shortwave forcing by cloud formation, and ocean
heating by vH2O and clouds because they emit longwave. Feedback from tropical vH2O affects global climate; there is a positive correlation between the average temperature of the tropical oceans and the temperatures of the global troposphere
(Marsden and Valero, 2004).
The climatic sensitivity to long wave emission in the upper
atmosphere is 0.26K(Wm-2)-1 if a variable RH is considered;
but it doubles with an invariant RH. Evaporative cooling at the
surface is 7Wm-2K-1, but if the temperature were held constant and the RH changed, it would be 8Wm-2 for each percentage point (pp) increase in RH. The Pinatubo eruption in
1991 confirmed the invariant RH hypothesis: 18 months after
the explosion, the specific humidity decreased 3%, consistent
with an invariant RH. If the RH is kept invariant, the surface
temperature would increase by 13K for every 10% of OLR
increase, while only 5K if the density of vH2O (or absolute
humidity) was invariant (Hartmann, 2016).
17
Gettelman and Fu (2008) made measurements in March
2005, of the OLR at the top of the atmosphere (70°N to 70°S)
in clear conditions and compared them with two models. The
greatest sensitivity was found with the air temperature in the
lower troposphere: for mid-latitudes (Ts < 292K) the outgoing
solar radiation is more sensitive to changes in specific humidity
between 600-400hPa; for the subtropics (292K < Ts < 298K),
it is sensitive in the lower and upper troposphere; and in the
convective zone (Ts>298K), it is sensitive in the lower troposphere. They are negative sensitivities: the higher the humidity,
the lower the ORL emission, between -0.9 to -3.2Wm-2 for
every 10% increase in specific humidity.
Dessler et al. (2008) analyzed the response of vH2O to
a 0.6°C increase in average surface temperature observed between 2003 and 2008. In most of the troposphere, specific
humidity increased and RH increased in some regions and decreased in others.
Minschwaner and Dessler (2004) disagree with the RH invariance hypothesis: With a single-column radiative-convective
model they found that as the surface warms, changes in the
vertical distribution and air temperature lead to higher mixing
ratios in the upper troposphere, and for near the surface they
found decreases in the average RH with increasing sea surface
temperature (SST) of -4.8±3.4pp K-1.
Solomon et al. (2010) found that stratospheric vH2O decreased by 10% after the year 2000, which attenuated the global surface temperature increase during 2000-2009 by about
25% compared to that due to CO2 and other greenhouse gases,
but there was probably an increase between 1980 and 2000,
which would have increased the decadal rate of warming by
30% compared to estimates that ignore this change.
18
Since the 1980s, the vH2O content in the atmosphere has
increased over continents and oceans, consistent with tropospheric warming (Soden et al., 2005). Precipitable water has increased by 1.2±0.3% per decade (95% confidence) from 1988
to 2004.
In the IPCC Fifth Assessment Report (AR5), Stocker et al.
(2013) concludes:
• It is very likely that specific humidity near the surface
and in the troposphere has increased globally since the
1970s. However, during recent years the near the surface moistening has tended to decrease (p. 40). From 1980
to 2010, an increase trend in specific humidity of 0.4g
kg-1 is noted (Fig. TS1, p. 38).
• The above implies a 3.5% increase in the vapor content
in the stratosphere, consistent with a 0.5K increase in
global temperature in the same period (p. 42).
• There is medium confidence that the observed changes
in near-surface specific humidity since 1973 contain an
anthropogenic component of 7%K-1 (p. 44).
• As the climate system warms, energy is lost to space,
but this is modified by climate feedbacks such as the
change in vH2O, clouds, and albedo (p. 68).
• There is confidence of a positive feedback of vH2O
and tropospheric temperature in both observations and
models (p. 75).
• Tropospheric temperature feedbacks are particularly relevant with upper tropospheric and stratospheric vH2O.
For future scenarios, in the upper troposphere the concentration of vH2O could double by the end of the century as a
result of the increase in greenhouse gases (Soden et al., 2005).
According to IPCC AR5, a possible source of error in the
models is the poor representation of vH2O in the upper at19
mosphere. A reduction in stratospheric vH2O after the year
2000 caused a reduction in descending longwave radiation that
contributed to surface cooling not captured in the models, a
small and transient change, as stratospheric vH2O replenished
after 2005 (Stocker et al., 2013). Regarding future scenarios,
the IPCC AR5 itself states:
• For the rest of the century, RH is expected to remain
constant (medium confidence), with increases in specific humidity in a warming climate (p. 91).
• With RCP8.5, the RH is expected to decrease by up to
10 pp by the end of the century compared to 1986-2005
over continents or increase by up to 5 pp over oceans
(Fig. 3, p. 45).
• In a warmer climate, the increase in atmospheric humidity intensifies the temporal variability of precipitation if
the atmospheric circulation remains unchanged (p. 91).
The Sixth Assessment Report AR6 (Arias et al., 2021) concludes that anthropogenic climate change has driven detectable changes in the global hydrological cycle since the mid-20th
century (high confidence), intensifying at least since 1980, implying an increase in atmospheric humidity fluxes, amplification of precipitation minus evaporation patterns. Moreover,
rainfall over continents is likely to have increased since 1950.
AR6 (Arias et al., 2021) states that warmer weather increases moisture transport in weather systems, intensifying wet
seasons and events. Increasing near-surface atmospheric moisture of about 7%K-1 of warming generates a similar response
in the intensification of heavy precipitation events.
Mendoza et al. (2021) found that on an annual global average, increases in cloud cover are negatively proportional to
increases in the temperature of the middle troposphere: 1K
20
of warming (cooling) implies a decrease (increase) of 1.5% in
cloudiness, shall the RH remain invariant; if this last hypothesis is not met, that decrease (increase) would be 7.6%.
21
1. introducción
El ciclo hidrológico es un conjunto de procesos físicos, químicos e incluso biológicos, que intervienen en la circulación
del agua por la atmósfera, los cuerpos hídricos superficiales,
el suelo y el subsuelo, ya sea en sus fases líquida, gaseosa o de
hielo; una cadena cuyos eslabones son la evaporación, la condensación, la precipitación, la infiltración y los escurrimientos
superficial y subterráneo. Es un ciclo casi cerrado, pues en el
orden de miles de años, tras estar transitando de una fase física
a otra, la masa de agua contenida en el planeta se ha mantenido
prácticamente invariante [Tejeda-Martínez et al. (2018)]. Además, el ciclo hidrológico conlleva no sólo distribución de agua
sino de energía entre distintas regiones del planeta, mediante
mecanismos cuya fuente energética gratuita es el Sol. Dicho de
otra manera, el ciclo hidrológico es un maravilloso mecanismo
de transporte, bombeo y destilación, natural y gratuito, prácticamente sin transformaciones químicas, incluso dentro de los
organismos vivos, a diferencia del ciclo del carbono.
El presente documento explora –mediante una revisión bibliográfica de más de 200 trabajos localizados principalmente
en Google Scholar bajo las palabras clave de tendencias de la
humedad atmosférica, vapor de agua y cambio climático, humedad y clima urbano– el papel del vapor de agua (vH2O) en
los cambios climáticos presentes, el global y el debido a la urbanización. El objetivo es abrir la ventana a la reflexión y la
conjetura y de ahí que se incluya un sumario y no un apartado
de conclusiones. Está dirigido a quienes tienen inquietud por
conocer los efectos de un gas de efecto invernadero no nece22
sariamente antropogénico (el vH2O) en el clima global o en el
clima urbano, y a su vez si el cambio climático global reciente
y las alteraciones climáticas por la urbanización están teniendo
impactos en el contenido del vH2O atmosférico. Es decir, que
los posibles lectores son estudiantes de climatología —de pregrado o posgrado— e investigadores o profesionales, que en
esta revisión bibliográfica podrán encontrar un primer acercamiento para comprender el fenómeno. No obstante, si alguien
no iniciado en el estudio de la humedad atmosférica tuviera
interés en este documento, puede auxiliarse del libro de Tejeda-Martínez et al. (2018), donde se incluyen las bases físicas y
fórmulas de recurrencia, así como una descripción de los instrumentos más comunes para los cálculos y las mediciones de
la humedad atmosférica. En el mismo portal de internet donde
se puede acceder al libro4, en la sección de recursos adicionales, se encuentra una calculadora de humedad atmosférica y un
glosario de términos comunes en el estudio de misma, mientras que el Glosario que se encuentra al final del presente ensayo contiene los vocablos que podrían no ser del todo familiares
para los lectores (se subrayarán conforme vayan apareciendo).
El vH2O es un componente menor en cantidad en la mezcla de gases atmosféricos pero fundamental en el ciclo hidrológico, además de ser el responsable del 60% del efecto invernadero de nuestro planeta. En consecuencia puede estar jugando
un papel importante en el actual cambio climático global antropogénico.
Hace siete décadas Brow (1949), postuló que la atmósfera
terrestre tiene un origen secundario como consecuencia de la
desgasificación de su interior, más que por la captura de gases
de la nebulosa solar. Según reseña Hartmann (2016), nuestra
atmósfera actual deviene de un largo proceso que aún con4. http://ww.ucol.mx/publicacionesenlinea/?docto=466
23
tinúa. La atmósfera primitiva se generó, al igual que el Sol y
otros cuerpos del Sistema Solar, a partir de una nube de polvo
y gases que vagaba por el espacio. Cuando el Sol todavía estaba en su fase T-Tauri, colectó gases del espacio que quedaron
atrapados en el interior de la masa terrestre, fundamentalmente
rocosa; al irse solidificando nuestro planeta se generaron otros
gases por reacciones químicas.
Diversos autores coinciden en general con la versión anterior. Hace aproximadamente 4 millardos de años las erupciones volcánicas emitieron CO2, vH2O y algunos otros gases
como CH4, NH3 y SO2, pero gracias a la fuerza gravitacional
la atmósfera no escapó de la Tierra. El viento solar o el choque con planetesimales quizás se llevó la mayor parte de esa
atmósfera durante el primer millardo de años de existencia del
planeta. Posteriores desgasificaciones dieron lugar a la base de
la atmósfera actual, considerada como secundaria. Un Sol joven y débil (con una emisión de radiación del 70% de la actual)
sugiere que una Tierra recién formada era caliente en su superficie por el flujo de calor geotérmico o por gases de efecto
invernadero abundantes y potentes (Budyko, Ronov y Yanshin
1987, 2-7). El calor geotérmico fue insignificante, excepto inmediatamente después de los grandes impactos de los planetesimales; para entonces los únicos candidatos fiables como gases de efecto invernadero eran el CO2 y el CH4 (Zahnle, 2006).
Además, como postulan Abe y Matsui (1986), la superficie de
un planeta suficientemente masivo aumenta por acreción planetesimal y se calienta hasta la temperatura de fusión debido a
la fuerte absorción de radiación infrarroja por parte del vH2O
producido por desgasificación.
La distancia Tierra-Sol es tal que permitió la temperatura apropiada para que las desgasificaciones de vH2O en algún
momento alcanzaran el punto de condensación y se precipi24
taran para formar océanos. El vH2O que al inicio de las desgasificaciones flotaba en la atmósfera generando opacidad a
la radiación infrarroja, dejó de incrementarse cuando parte de
él alcanzó la condensación: el calentamiento por este efecto
invernadero dejó de intensificarse y la temperatura superficial
estuvo cerca del punto triple del agua (Budyko et al., 1987).
El almacenamiento de vH2O en las cuencas oceánicas proveniente de la desgasificación produjo un ambiente propicio
para la vida como se conoce actualmente (Hartmann, 2016).
Algunos modelos indican que la Tierra se formó a lo largo de 10 a 100 millones de años y que su interior se calentó
como consecuencia de los impactos de acreción. En ese momento la temperatura superficial pudo ser de aproximadamente 85°C. Durante ese periodo de fuerte bombardeo, entre
hace 4.5 a 3.8 millardos de años, la atmósfera recibió CO y
NO además de los gases ya mencionados. Después de que la
fase de acreción concluyó, el flujo de calor superficial disminuyó y el vH2O atmosférico se condensó y precipitó para formar un océano. Impactos posteriores, algunos de ellos de 440
km de diámetro, desaparecieron la atmósfera y evaporaron
el océano por completo. Así se perdió la atmósfera terrestre
primaria, según lo evidencia la escasez de gases nobles en la
atmósfera actual en comparación con su abundancia en el
cosmos (Kasting J., 1993).
Una versión un tanto diferente la proponen Kasting J.
(1993) y otros autores. Los planetas interiores se formaron por
acreción de materiales de la nebulosa solar. Posteriormente el
interior terrestre se calentó por decaimiento radiactivo y los
gases atrapados (H2 y CO) gradualmente se removieron. Para
Zahnle (2006), una atmósfera primaria, como el Sol mismo,
debió estar formada principalmente por H2. Tradicionalmente
se ha pensado que la atmósfera secundaria se generó a partir
25
de cuerpos volátiles incorporados a la Tierra como sólidos (similares a los meteoritos) que se desgasificaron a través de los
volcanes después de que se perdió la atmósfera primaria —si la
hubo, acota Zahnle (2006)—. Otro hecho que afectó la composición atmosférica fue el escape de gases al espacio, pues el
Sol joven activo era una fuente de radiación ultravioleta que era
absorbida por el vH2O y el CO2 cuyas moléculas se rompen en
átomos o en moléculas como H2 y CO, las cuales son ligeras, lo
que les facilita escapar de la atmósfera terrestre.
De las citas anteriores se ve que no hay unanimidad en las
teorías del origen de la atmósfera terrestre, sino que, como
dice Dauphas (2003), es uno de los rompecabezas más complejos de las Ciencias de la Tierra. Dicho autor propone un
origen dual: gases de la nebulosa y acreción por cometas. Para
Stuart et al. (2016) la composición isotópica de gases nobles,
en particular Ar, en muestras de atmósferas antiguas atrapadas
en rocas y minerales, provee los límites para la temporalidad y
velocidad de la formación de la atmósfera terrestre por desgasificación de su interior. Con datos aplicados al modelo de Pujol et al. (2013), Stuart et al. (2016) concluyen que la atmósfera
se formó en los primeros 100 millones de años tras la acreción
durante un episodio súbito seguido de un proceso lento de
desgasificación. Estos procesos son significativamente anteriores al intenso bombardeo tardío que sufrió el planeta hace 3.8
a 4.1 millardos de años.
A mucho menor escala que hace millardos de años, aún se
producen erupciones volcánicas que resultan en emisiones de
CO2, vH2O y algunos otros gases como CH4, NH3, SO2, cenizas, etcétera. Como ya se dijo, la aparición de vida en los mares
y los procesos de fotosíntesis de las plantas que empezaron a
poblar la superficie hace 4 millardos, aumentaron la concentración de O2 en la atmósfera. El O2 está en cantidades mínimas
26
en los gases volcánicos, por lo que su origen en la atmósfera
terrestre debe ser, en efecto, la aparición de vida en los mares
y los procesos de fotosíntesis de las primeras plantas (Budyko
et al., 1987). Según Ball (2010) el O2 es el tercer elemento más
abundante en el universo, por detrás del H2 y el He. La gran
colisión con un planetesimal tan grande como Marte no sólo
fue destructiva al arrancarle a la Tierra la atmósfera y la masa
que formaría la Luna, sino que la proveyó de agua y a la postre
de una nueva atmósfera (Kasting J., 1993).
No obstante, debe considerarse que actualmente la Tierra
es un sistema casi cerrado; sólo pequeñas cantidades de hidrógeno y de helio se pierden al espacio (Holland et al., 1986). Es
hasta ahora el único planeta conocido que posee océanos y una
atmósfera con una gran cantidad de oxígeno. En términos de
masa total (M), el planeta Tierra posee una M= 6.0×1024 kg, el
océano 1.4×1021 kg (i.e., 0.0002 M) y la atmósfera 5.1×1018 kg
(i.e., ∼1.0×10-6 M).
En cuanto al origen del agua planetaria —y por tanto del
vH2O en la atmósfera— Genda e Ikoma (2008) reconocen
tres posibles fuentes: agua que se desprendió durante el proceso de acreción por impacto con rocas planetesimales como
condritas carbonáceas, o con planetesimales congelados, como
cometas; o agua proveniente de gases de la nebulosa solar. Particularmente el H2 que reaccionó con óxidos como el ferroso
(FeO) contenido en el magma de las cuencas océanicas para
formar agua, hipótesis que defienden estos autores a partir del
análisis isotópico de la relación deuterio/hidrógeno, y por los
sedimientos en rocas antiguas que implican que una cantidad
sustancial de agua líquida (i.e., océano) existe en la Tierra desde
hace 3.8 millardos de años.
Que los primeros océanos hayan sido profundos supone
que mientras el manto fue vigorosamente convectivo, cada cel27
da que emergió a la superficie pudo enfriarse, y por lo tanto el
contenido oceánico de agua se debe a las condiciones de las
superficies en que emergían las celdas. Más tarde, cuando las
celdas de convección se rompieron, las aguas profundas surgieron por desgasificación. De esta manera, con el tiempo fue
posible que el planeta alcanzara su volumen oceánico actual
(Turner, 1989, Kasting y Siefert, 2002, Zahnle, 2006, Martin et
al., 2007 y Avice et al., 2016).
En suma, en la historia del planeta las proporciones de
agua en una fase particular –líquida, sólida o gaseosa– varían en
función de la temperatura. En las etapas más recientes se han
producido cambios en la composición de la atmósfera inducidos por oscilaciones entre condiciones glaciales e interglaciares
y algunos procesos geológicos en escalas de miles de años. A
lo largo de esa historia el clima ha variado considerablemente,
y esas variaciones han determinado el contenido de vH2O en
la atmósfera y no al revés a pesar de que el vH2O es un gas de
efecto invernadero. Los otros tres gases abundantes en la atmósfera han actuado en la historia del planeta como variables
independientes, pero el vH2O no.
No obstante, si nos trasladamos a tiempos actuales, la elaboración de una climatología de la humedad atmosférica, que
comprenda la troposfera y la baja estratosfera, tiene la dificultad de que la información no puede ser de largo periodo por
la sencilla razón de que los radiosondeos rutinarios datan de la
década de 1940, y los sondeos a partir de información satelital,
de la década de 1980. Además, los sensores de humedad en las
radiosondas han variado y con ellos la precisión y exactitud de
los datos, lo que complica su comparación en series temporales; cuestión que es explicable puesto que el objetivo original
de esas mediciones era caracterizar la atmósfera con fines de
predicción meteorológica, y no detectar tendencias temporales
28
o variaciones espaciales relacionadas con la física del sistema
climático o generar climatologías detalladas de la alta atmósfera. A manera de simple ilustración, se mostrarán algunas cartas
climáticas de la humedad atmosférica en superficie y en altura,
y se hará un contraste de resultados de tendencias entre diversas publicaciones de dos décadas a la fecha, incluyendo una
lista de trabajos sobre los efectos de la urbanización —o de
algunas urbanizaciones— sobre el clima hígrico local.
Los gases atmosféricos mayormente se consumen y reintegran —como el vH2O que es parte del ciclo hidrológico— de
modo que permanentemente se están renovando. Si se comparan los efectos en el clima de los cuatro más abundantes en el
aire (N2, O2, CO2 y vH2O), es evidente que su impacto no es
proporcional al contenido de cada uno de ellos. Mientras el N2
ocupa el 78% del volumen de la atmósfera, no juega más que un
papel secundario como responsable de la presión atmosférica;
el O2 (21%) también tiene un papel secundario, aunque es un
gas básico para la vida; en cambio el CO2, el CH4, el N2O y el
vH2O —que ni juntos llegan al 1%— son los dominantes en los
intercambios de energía entre la superficie y la atmósfera y entre
diferentes latitudes (Budyko et al., 1987). La atmósfera contiene en promedio global aproximadamente 250 veces más vH2O
(∼25kgm−2) que agua líquida y hielo (∼0.1kgm−2). Un asunto
central para el clima estriba en que como gas de efecto invernadero se teme que el vH2O a la postre pueda acelerar el calentamiento, cuestión que se debate desde hace un par de décadas y
que se discutirá más adelante. Al respecto, el AR6WG1 afirma
con una confianza alta, que el cambio climático causado por la
humanidad ha impulsado cambios detectables en el ciclo hidrológico mundial desde mediados del siglo XX (Arias et al., 2021).
El vH2O es el cuarto mayor componente de la atmósfera
pero difiere de los otros tres, en primer lugar porque aquellos
29
están en la atmósfera sólo en forma gaseosa mientras que el
agua se encuentra también en fase sólida y líquida. El vH2O
varía en la atmósfera en un rango mayor, y esa variación está
determinada fundamentalmente por la radiación solar y la temperatura, que inducen los procesos de evaporación, condensación y congelación, lo que es de esperarse en un planeta cuya
superficie en un 70% está cubierta por agua. Por cierto, una
atmósfera sin vH2O sólo es concebible en un planeta sin agua
en su superficie, y por lo tanto sin vida en ella.
El papel del vH2O en el clima está relacionado con los
intercambios de energía entre la superficie y la atmósfera, que
ocurren por fenómenos radiativos, térmicos y dinámicos. Además, por ser un gas de efecto invernadero, tiene relación con el
cambiante clima reciente y sus tendencias, no generalizadas ni
uniformes. Si bien desde hace dos siglos se conoce de las consecuencias del vH2O en el clima, principalmente por vías del
efecto invernadero, fue dos décadas antes de finalizar el siglo
XX que se produjeron múltiples estudios que corroboraron la
tendencia al alza de la temperatura, y en consecuencia diversos
autores estimaron que la humedad específica de saturación o la
presión de vapor de saturación se están incrementando a razón
de 6 a 7 puntos porcentuales (pp) por cada grado centígrado o
kelvin de calentamiento (pp K-1). También es un hecho observado (Inamdar y Ramanathan, 1998) que la humedad relativa
(RH) troposférica en la mayoría de las latitudes sigue siendo
aproximadamente la misma en invierno y en verano a pesar
de las variaciones significativas de temperaturas. Extrapolando
este comportamiento, se puede considerar realista suponer una
RH fija cuando, por ejemplo, la baja y la media troposferas se
calientan debido al aumento de CO2, en primer lugar, seguido del CH4, el que por cierto cada vez es más importante en
el cambio climático planetario: un tercio del ejercido por el
30
CO2 (Arias et al., 2021). No obstante, debe considerarse que
las mediciones de humedad atmosférica en altura son extremadamente limitadas en cobertura espacial y temporal, como para
tener una confirmación contundente de esta hipótesis.
Pequeños cambios en el vH2O de la troposfera superior
tienen un impacto mucho mayor en el efecto invernadero que
los pequeños cambios en el vH2O en la atmósfera inferior,
pero si este impacto es una retroalimentación positiva o negativa, hasta hace poco permanecía incierto. La principal dificultad
para abordar esta cuestión es la falta de información del vH2O
de la troposfera superior a nivel mundial durante tiempos prolongados (a diferencia de los datos para la troposfera media y
baja, que aún con sus limitantes, como se mencionó, tienen
ocho décadas de acumularse).
Tanto los modelos climáticos como las observaciones apoyan la idea de que las elevaciones de temperatura aumentarán
la cantidad de vH2O en la troposfera superior. Las observaciones indican que es posible que el vH2O de la alta troposfera ya
esté aumentando. Los modelos climáticos predicen aumentos
de vH2O en la troposfera superior de aproximadamente 10pp
por cada 1 K de aumento de temperatura en esa capa, e incluso
20pp K-1. Esas sensibilidades son mayores que la predicha por
la ecuación de Clausius-Clapeyron (6pp K-1 a 300K, como se
dijo en párrafos anteriores) ya que sobre la troposfera superior influyen la temperatura y el transporte de vH2O desde la
atmósfera inferior. Estos cambios en el ciclo hidrológico debidos al calentamiento de la atmósfera podrían estar conduciendo a un clima más extremoso en cuanto a la superávit/déficit
de precipitación. Algunas simulaciones indican que para un
clima modelado con el doble de la cantidad actual de CO2, el
mayor aumento de vH2O de la troposfera superior se produce
en las regiones tropicales, directamente afectadas por la zona
de convergencia intertropical.
31
Desde luego, hay una correspondencia entre el vH2O y la
nubosidad, que no será discutida a detalle en esta revisión, pero
que queda muy clara en la relación lineal entre la RH promedio de la troposfera y la cubierta nubosa global. Lo anterior lo
postuló Adem (1967) hace más de medio siglo, con posteriores mejoras de Garduño y Adem (1993), y cuya validez sigue
vigente y es útil para entender la termodinámica del cambio
climático como lo han mostrado Mendoza et al. (2021).
Casi para finalizar se presentarán algunos escenarios futuros del contenido de humedad atmosférica ante el cambio
climático global, así como de su influencia o retroalimentación
sobre dicho cambio, y por último se comentará sobre el efecto
de las urbanizaciones en el higroclima local.
32
2. instrumentos y climatologÍa
La Organización Meteorológica Mundial (OMM), en el capítulo 12 de la Guía de Instrumentos y Métodos de Observación (OMM, 2018), establece que la incertidumbre en latitudes subtropicales de sensores modernos de RH para temperaturas mayores a -50°C debe estar entre 5 y 14 pp. Al mismo
tiempo reconoce que alrededor del mundo las mediciones
directas de humedad en la troposfera tienen un amplio rango
de arreglos, entre buenos y pobres, que incluyen una gran
variedad de sensores, aunque el más usado desde 2004 es el
capacitor de película delgada, pero también se usan los capacitores sencillos de película delgada (desde 2000), y aun
los higrostores de carbón (desde 1960) y los de membrana
o pergamino de intestino de res (goldbeater´s skin), que se
empezaron a usar en 1950. El mismo documento de la OMM
presenta comparaciones entre distintos tiempos de respuesta
de estos y otros sensores usados en aplicaciones científicas,
como los de punto de rocío o los de espejo enfriado, de lo
que se infiere que no es sencillo obtener conclusiones de series de tiempo en las que se mezclan datos provenientes de
distintos sensores o incluso de uno mismo, si tienen incertidumbres mayores a las anotadas al inicio de este párrafo.
También se discuten en dicho texto las formas de exposición
de los sensores a los rayos del Sol, y otras condicionantes de
la calidad de los datos, sobre todo en la troposfera alta.
Conscientes de que el vH2O atmosférico juega un papel
importante en muchos procesos atmosféricos, como los relativos al tiempo, al clima, a la química atmosférica, la transfe33
rencia radiativa, la óptica y los sensores remotos, Deepak et
al., (1980) compilaron los trabajos presentados en un taller internacional realizado entre septiembre 11 y 13 del año anterior
en Vail, Colorado. Si bien el taller se centró en la óptica y en
la microescala, es uno de los primeros libros que se ocupa de
las dificultades y la precisión de las mediciones de la humedad
en la atmósfera, con especial énfasis en las mediciones en la
estratosfera con los modernos sensores de aquellos años como
los de punto de rocío.
Publicado más de tres décadas después, el libro editado por
Kämpfer (2013) constituye una revisión amplia de métodos de
medición de la humedad atmosférica, incluyendo algunos de
los más antiguos. Detalla los más modernos, sus principios de
funcionamiento, ventajas y desventajas, así como reflexiones
sobre la importancia del tema para la comprensión de nuestro
clima cambiante, además de incluir listas de grupos de investigación y asociaciones científicas del mundo dedicadas al estudio de la humedad atmosférica.
El libro de Kämpfer (2013) empieza por recordar que el
incremento en las concentraciones de vH2O en la troposfera
alta y en la estratosfera baja es de preocupación creciente por
su influencia en el balance de radiación en esas regiones de la
atmósfera, y por los cambios potenciales en la química que
afecta al O3 estratosférico. Aparte de sus efectos dinámicos
y termodinámicos, el vH2O es la fuente primaria de radicales
hidroxilo (también llamado oxidrilo) OH– que propician la oxidación del CH4, origen del vH2O en la alta estratosfera, por lo
que el vH2O es clave para entender las relaciones entre química
atmosférica y clima.
Kämpfer (2013) afirma algo que por obvio es ampliamente aceptado: la razón de mezcla de vH2O del aire que
entra a la estratosfera en los trópicos se limita a unas pocas
34
partes por millón en volumen (ppmv) debido a las temperaturas extremadamente bajas en la tropopausa, pero no está
claro en qué plazo los cambios en las temperaturas de la tropopausa tropical impactarán en la cantidad de vH2O que llega
a la estratosfera. Los aumentos en el vH2O enfrían la estratosfera y calientan la troposfera, mientras que lo contrario es
cierto para las disminuciones del vH2O estratosférico. Los
estudios han sugerido que los cambios en el vH2O estratosférico podrían contribuir al cambio climático, pero la magnitud
del efecto todavía es incierta, aunque puede afirmarse que el
vH2O estratosférico es decisivo en el cambio climático superficial en el orden de décadas.
Los estudios globales, regionales y locales indican —siguiendo el mismo libro— un aumento de la humedad en la
atmósfera cerca de la superficie, con diferencias entre regiones y entre el día y la noche y las estaciones del año. La variabilidad en el vH2O está estrechamente relacionada con los
cambios en las temperaturas de la superficie, posiblemente
debidos al calentamiento por los gases de efecto invernadero.
El aumento del agua precipitable en la columna atmosférica, la disminución de los flujos convectivos, el aumento del
transporte de humedad horizontal, la modificación del patrón
de la diferencia precipitación-evaporación y la disminución
de los flujos horizontales de calor sensible, son respuestas al
aumento de temperatura y la presión de vapor de saturación.
Una consecuencia del cambio del ciclo hidrológico debido
al calentamiento de la atmósfera es la amplificación de las
precipitaciones extremas, y hay evidencia observacional en
el sentido de que las regiones húmedas se están convirtiendo
en más húmedas y la secas en más secas [(AR5), Stocker et
al. (2013)].
35
Para cuando se publicó el texto de Kämpfer (2013) en
la troposfera superior no se había detectado una tendencia
clara en la RH. Sin embargo, había ya evidencia de aumentos
globales en la humedad específica durante las dos décadas
previas, lo que es consistente con los aumentos observados
en la temperatura de la troposfera. [Ver también los textos de
Gettelman et al. (2006), Sherwood et al. (2010 a y b) y de Ryu
et al. (2015)].
Pero hay que recordar, como lo documentan muchas
fuentes del libro citado y que se ha venido reiterando en esta
revisión, que es difícil obtener mediciones precisas a escala
global de la humedad absoluta (masa de vapor por unidad de
volumen de aire) en altura. En la troposfera, la distribución
del vH2O es extremadamente variable en casi todas las escalas de tiempo, y el cambio en la concentración es de cinco órdenes de magnitud desde la superficie hasta la mesopausa, lo
que explica por qué no hay un instrumento estándar que pueda medir en todos los niveles. Los instrumentos de medición
rutinaria, como las radiosondas, están sujetos a una variedad
de errores sistemáticos. Muchos de los archivos de datos de
humedad de la alta troposfera de las últimas décadas no son
fiables para los estudios climáticos, con la excepción de los
provenientes de condensadores de película delgada. Por su
parte, la teledetección puede ofrecer precisión y cobertura,
pero a una resolución reducida, que en la troposfera superior
es un inconveniente. La cobertura global de las mediciones
de vH2O es posible mediante satélites, que cuentan con los
instrumentos más avanzados. También se mencionan en el
libro algunas iniciativas como el programa MOZAIC cuyos
datos provienen de sensores acoplados a aviones de vuelos
comerciales, o de radiómetros de microondas colocados en
superficie.
36
Desde luego los avances en la instrumentación higrométrica no han cesado. Por ejemplo Ricaud et al. (2015) reportaron
mediciones de humedad absoluta tomadas en la Antártida para
el periodo 2009-2014 con el llamado radiómetro H2O Antartica Microwave Stratospheric and Tropospheric Radiometers
(HAMSTRAD), y Klanner et al. (2021) presentan un sistema
de LiDAR capaz de realizar mediciones horarias del vH2O en
la troposfera y en la baja estratosfera. La tabla 1 muestra una
lista de satélites meteorológicos que generan datos confiables
de humedad atmosférica a diferentes niveles.
37
Tabla 1. Satélites meteorológicos que proporcionan información de humedad atmosférica.
Satélite
Meteosat-8
Meteosat-8
Instrumental
SEVIRI
SEVIRI
Agencia
proveedora
EUMETSAT,
ESA
EUMETSAT,
ESA
Variable
Resolución
Limitaciones operativas del instrumento
Operacional
Humedad
específica
a) IFOV de 4.8 km
b) muestreo de 3 km
para canales estrechos
c) IFOV de 1.6 km
d) muestreo de 1 km
para un canal VIS
amplio
a) Sensible a las nubes
b) Resolución vertical
aproximada
c) Sólo troposfera
media.
2002-2016
Agua precipitable
a) IFOV de 4.8 km
b) muestreo de 3 km
para canales estrechos
c) IFOV de 1.6 km
d) muestreo de 1 km
para un canal VIS
amplio
Sensible a las nubes
2002-2016
8.0 km
a) Sensible a las nubes.
b) Resolución vertical
muy gruesa.
c) Sólo en la
troposfera media.
2009-2020
GOES-14
SOUNDER
NOAA,
NASA
Humedad
específica
GOES-15
IMAGER
NOAA,
NASA
Agua precipitable
GOES-15
IMAGER
NOAA,
NASA
Humedad
del suelo en
la superficie
Lemur-2
STRATOS
SPIRE
CICERO
CION
GeoOptics
GOES-17
ABI
NOAA,
NASA
GOES-17
ABI
NOAA,
NASA
Humedad
específica
Humedad
específica
Agua
precipitable
Humedad
del suelo en
la superficie
ICEYE
ICEYE SAR
ICEYE
Humedad
del suelo en
la superficie
Electro-M
N1
IRFS-GS
RosHydroMet, Roscosmos
Humedad
específica
4.0 km para canales
infrarrojos
1.0 km para el canal
VIS
4.0 km para canales
infrarrojos
1.0 km para el canal
VIS
300 km en horizontal
0.5 km en vertical
300 km en horizontal
0.5 km en vertical
Sensible a las nubes
2010-2020
a) Sensible a las nubes
b) Sólo índice
2010-actual
Dependiendo el canal
Sensible a las nubes
2018-actual
Dependiendo el canal
a) Sensible a las nubes
b) Sólo índice
2018-actual
1 a 15 m, según el
modo de
funcionamiento
Fuertemente afectado
por la vegetación.
Cobertura poco
frecuente.
2018-actual
4 km en punto
subsatelital
Sensible a las nubes
2020-actual
Inexacto en alta
troposfera
Inexacto en alta
roposfera
Fuente: https://www.wmo-sat.info/oscar/gapanalyses?variable=162
IFOV: campo de visión VIS: visible
38
2015-actual
2017-actual
Sobre bases de datos de humedad en la troposfera se recomienda la lectura, por
ejemplo, de los trabajos de Durre et al. (2006), Teng et al. (2013), y Nieto y Gimeno
(2019), o la intercomparación de observaciones de vH2O con diversos sensores, y en
diferentes sitios, con propósitos de análisis del cambio climático, elaborada por Van
Malderen et al. (2014). La tabla 2 contiene una lista de fuentes de datos de humedad
accesibles en la Web.
Tabla 2. Bases de datos sobre humedad atmosférica disponibles en la Web.
Nombre
Dirección web
Niveles
Periodo
Resolución
temporal
ERA5
https://www.ecmwf.int/
137 niveles
1979 - Actual
Horario
Columna Total
1979 - 2009
Mensual
60 niveles
1979-2019
6 horas
72 niveles
1979-2019
Horario
1963-2020
Diario
2002-2020
Horario
1991-2020
Diario
1958-Actual
Anual
CFSR
ERA-Interim
MERRA
https://climatedataguide.ucar.
edu/climate-data/climate-forecast-system-reanalysis-cfsr
https://apps.ecmwf.int/datasets
/data/interim-full-daily/levtype=sfc/
https://disc.gsfc.nasa.gov/datasets?page=1&keywords=merra
Integrated Global Radiosonde Archive
(IGRA)
https://www.ncdc.noaa.gov/
data-access/weather-balloon/integrated-global-radiosonde-archive
Atmospheric Infrared Sounder
https://airs.jpl.nasa.gov/
Network for the Detection of Atmospheric Composition Change (NDACC)
https://www.ndaccdemo.org/
Radiosonde Atmospheric Temperature
Products for Assessing
ftp://ftp1.ncdc.noaa.gov/pub/
data/ratpac/
Climate (RATPAC)
1000, 925, 850,
700, 500, 400,
300, 250, 200,
150, 100, 70,
50, 30, 20 y 10
hPa
Capas de 2KM
por debajo de
los 100 hPa
1000, 925, 850,
700, 500, 400,
300, 250, 200,
150, 100, 70,
50, 30, 20 y 10
hPa
Superficie,
1000, 925, 850,
700, 500, 400,
300, 250, 200,
150, 100 hPa
Una tecnología relativamente reciente para la medición del contenido de vH2O
troposférico se basa en la red de GPS (Global Positioning System) a partir del retraso
de la señal satelital cenital por causas de la humedad. Sobre este tema hay diversas
39
publicaciones como las de Herring et al. (1994), Bevis et al.
(1994), Durre et al. (2006), Wang et al. (2007), Wang y Zhang
(2008), Wang et al. (2013) y Van Malderen et al. (2014).
Toda esta información es de mucho interés, aunque no del
todo en el sentido de esta revisión, sin olvidar que cada técnica
de medición, cada plataforma, cada operación tiene su propia
percepción del campo de vH2O atmosférico por discrepancias
en las técnicas de muestreo o procesamiento estadístico, las
diferentes fuentes de errores, incertidumbres, y distintos rangos de validez y sensibilidades instrumentales. Van Malderen
et al. (2014) compararon mediciones de agua precipitable de
satélite, GPS y radiosondas. Seleccionaron 28 sitios en todo el
mundo para los cuales se pueden comparar observaciones de
GPS directamente con observaciones por satélite, junto con
mediciones con fotómetro solar o radiosonda. Los sesgos medios de las diferentes técnicas varían entre -0.3 a 0.5mm, pero
con grandes desviaciones estándar, especialmente para instrumentos satelitales. Para todos los instrumentos considerados
la única dependencia claramente detectada fue con la latitud.
Peixoto y Oort (1996) publicaron una climatología detallada de la RH. Consideraron los cambios de sensores en las
radiosondas durante el periodo 1973-1988, los fundamentos
de la termodinámica del aire húmedo, y la variabilidad de la
humedad a diferentes niveles altitudinales, a partir de cientos
de estaciones (entre 100 y 1095, dependiendo del periodo y el
nivel). La relación estadística entre la RH y la temperatura, la
humedad específica y la rapidez de ascenso del aire, y desde
luego, la distribución espacial global de la RH a distintos niveles y en diferentes periodos del año.
La variabilidad interanual de la RH troposférica tropical se
puede ver en un trabajo de pocos años después (McCarthy y
40
Toumy, 2004), a partir de datos generados con sensores satelitales infrarrojos de alta resolución (HIRS) de la NOAA desde
1979. Encontraron que El Niño-Oscilación del Sur (ENSO)
es el único mecanismo físicamente identificable con la variabilidad interanual de la RH. En latitudes subtropicales las variaciones de la temperatura contribuyen entre 50 y 70 pp a los
cambios observados en la RH.
En el presente trabajo se muestra una climatología elemental de la humedad atmosférica sólo como referencia general sin
entrar en detalles de las dificultades, incertidumbres y errores
instrumentales que se han mencionado. Como era de esperarse
el contenido de vH2O es mayor en la vecindad de la superficie
del planeta, y disminuye hacia la altura y de latitudes bajas a
altas (figura 1). La figura 2 muestra cómo decae rápidamente
el contenido de vH2O con la altura sobre un sitio tropical húmedo (Ylang Ylang, en la ciudad de Veracruz, en el centro de
la costa mexicana del Golfo de México), y sobre San Diego,
CA. Se nota el contraste entre ambos sitios y entre invierno y
verano.
41
Figura 1. Perfiles verticales de la humedad específica (g kg-1) para enero y
julio. Datos de: CDC Derived NCEP Reanalysis. Elaboración propia.
42
Figura 2. Decaimiento de la razón de mezcla (g kg-1) con la altura.
Arriba: la ciudad de Veracruz, al centro de la vertiente mexicana del Golfo de México, el 1 de enero y el 27 de julio de 2022 a las 12 Z.
Abajo: San Diego, California, en las mismas fechas. (Datos tomados de
la Universidad de Wyoming (weather.uwyo.edu/upperair/sounding.html).
Elaboración propia.
43
A nivel planetario, los balances realizados por Sellers (1966)
hace más de medio siglo, muestran el panorama general (figura
3), correspondiente a lo que con tecnología actual como los
reanálisis (figura 4). Se notan las diferencias en la diferencia de
evaporación menos la precipitación en julio y en enero, para
años Niña, Niño y neutros. Lo anterior es congruente con los
transportes que conforman los ríos atmosféricos (atmospheric
rivers) de vH2O asociados a los vientos alisios, que superan a
la cantidad de líquido transportada por la superficie continental, sobre todo en latitudes tropicales. Se corrobora la relación
entre variación diurna de la temperatura y la humedad atmosférica, comprobada en diversos estudios como el de Tian-Bao
(2014).
44
Figura 3. Arriba: Promedios de evaporación anual (curva continua)
y precipitación (punteada) en cm. Abajo: escurrimiento (continua)
y diferencia de precipitación menos evaporación (punteada),
en g cm-2 año-1 a partir de Sellers (1966).
45
a)
b)
c)
d)
e)
f)
Figura 4. Evaporación menos precipitación (E-P) en mm día-1. Elaboración propia a partir de datos
de reanálisis (Kalnay et al., 1996) de NCEP/NCAR (http://iridl.ldeo.columbia.edu/SOURCES/.
46
NCAR/.CGD/.CAS/.NEWBUDGETS/.t42f/.MONTHLY/.EP/),
para julio (izquierda) y enero (derecha) en diferentes fases del ENSO: a)
y b), periodos neutros; c) y d), La Niña; e) y f), El Niño, según el índice
ONI (https://origin.cpc.ncep.noaa.gov/products/analysis_monitoring/
ensostuff/ONI_v5.php).
¿Hasta qué punto la precipitación de alguna región proviene de los transportes o ríos de aire que cruzan los océanos, o
del recicle del vH2O sobre el propio continente? En general el
recicle es mayor en zonas continentales ubicadas a sotavento
de los vientos dominantes, es decir, como en el occidente de
África, o al oriente de Euroasia o de Sudamérica (Van der Ent
et al., 2010).
Una visión global de la RH en superficie se presenta en la
figura 5. Es claro que en las zonas de convergencia se alcanzan
los valores máximos tanto en superficie como a mitad de la troposfera (500 hPa), e incluso cerca de la tropopausa (300 hPa),
distribución similar a la de la nubosidad y la precipitación. Más
aún, Hartmann (2016) propone una ecuación simple para estimar la RH promedio en altura, como RH = 77% [(p/1013.25
hPa) - 0.08]/0.98, donde p es la presión atmosférica media a
cierto nivel altitudinal en hPa.
47
Figura 5. Presión de vapor (mb, i.e. hPa) en enero (izquierda) y julio (derecha) a diferentes niveles
de presión (como se indica en la parte superior de cada figura) promedios de 1981 a 2010,
elaboradas por medio de reanálisis (NCEP/NCAR Reanalysis Monthly Means and
Other Derived Variables). Elaboración propia.
48
Las figuras 6 y 7 presentan la RH de la troposfera para un
día en particular, y la convergencia y divergencia de RH promedio, mientras que la figura 8 indica el agua precipitable en las
capas de 1000 a 700, de 700 a 500 y de 500 a 300 hPa y el total,
así como el escaso contenido de vH2O en la estratosfera. Una
cartografía interesante de la humedad atmosférica también se
puede ver en Held y Soden (2000).
Figura 6. RH de la troposfera el 14 de mayo de 1998 a 8.30 UTC
determinada por mediciones simultáneas de emisión de radiación de
calor dentro de la banda de 6-7μm de vH2O por 5 satélites
geoestacionarios. Se observan patrones bien conocidos de la circulación
atmosférica: regiones relativamente secas se muestran en tonos oscuros.
En las zonas más húmedas predominan las nubes.
(Raschke y Stubenrauch, 2005)
49
Figura 7. Divergencia (líneas punteadas) y convergencia
(líneas continuas) de campos de flujo de aire en la troposfera alta
y la RH promedio observada en marzo de 1994. Los contornos son
intervalos de 2×10-6s-1. Las áreas azules marcan regiones secas
y las áreas rojas denotan regiones húmedas en esta capa atmosférica,
sobre los 4-5 km. (Raschke y Stubenrauch, 2005)
50
Figura 8. Promedios anuales de la columna de vH2O para periodos entre 1990 a 1995
(Raschke y Stubenrauch, 2005)
51
La panorámica de la distribución de la humedad específica en México a lo largo
del año se puede ver en las figuras 9.
Figura 9. Panorámica de la distribución de la humedad específica (g kg-1) en México a lo largo del
año. Datos de Reanálisis Regional Norteamericano (NARR por sus siglas en inglés) en formato
NetCDF, correspondientes a la región de Norteamérica 1981-2010. Elaboración propia.
52
Una climatología del agua precipitable entre superficie y
500 hPa sobre el Ártico la elaboraron Serreze et al. (2012). En
invierno cerca de los 60°N se tiene un agua precipitable de 5
a 10mm; aumenta ligeramente para la primavera, pero en el
verano puede superar los 20mm.
53
3. la retroalimentación
del vapor de agua
El vH2O efectúa tres tipos de intercambios de energía entre
la superficie y la atmósfera terrestre, que frecuentemente adquieren forma de retroalimentaciones: radiativos, térmicos (intercambio de calor sensible y latente) y dinámicos (afectación
a los grandes sistemas de la circulación general), que además
juegan papeles diferentes en las distintas capas de la troposfera
y en la estratosfera baja, como lo han señalado Held y Soden
(2000). Para evaporar agua, a la radiación solar absorbida se
suma el calor sensible, que se convierte en calor latente. Las
temperaturas superficiales medias globales oscilan entre 259K
(contraste de temperatura de la superficie polo-ecuador 70K)
y 316K (contraste de 24K) mientras que las concentraciones
de vH2O atmosférico varían en casi dos órdenes de magnitud.
Una revisión amplia al respecto es la de Pierrehumbet et al.
(2007); particularmente es ilustrativa la gráfica que se reproduce aquí como figura 10, que compara la emisión de radiación
de onda larga en función del contenido de vH2O.
54
Figura 10. Efectos de la composición de la atmósfera en la emisión de
radiación de onda larga en Wm-2, con una temperatura fija en enero (climatología 1960-1980, datos del National Center for Environmental Prediction, NCEP). Adaptada de Pierrehumbet et al. (2007).
3.1 La retroalimentación radiativa
El balance de energía de la Tierra implica una temperatura
efectiva de emisión de 255K, menor que los 288K de la temperatura promedio superficial del planeta. La diferencia se debe a
que la atmósfera es casi transparente a la radiación proveniente
del Sol y casi opaca a la que emite la superficie terrestre, fenómeno conocido como efecto invernadero, por atrapar energía
de manera similar, aunque no exactamente igual que, por ejemplo, un cultivo dentro de un invernadero. El efecto invernadero
de la atmósfera lo determina la relación entre las longitudes de
onda y la respuesta cuántica —vibraciones y rotaciones—de
las moléculas y los átomos de los componentes atmosféricos,
tema que no será discutido en esta revisión. Las longitudes de
55
onda en que emiten el Sol y la Tierra, así como los porcentajes
de energía absorbida por los gases troposféricos a nivel superficial y en altura (11 km) se muestran en la figura 11. El vH2O
es opaco a varias regiones del espectro solar, pero absorbe alrededor del 60 % de la radiación emitida en la mitad superior
del espectro terrestre (14 µm en adelante), aunque debe decirse
que este esquema es un resumen y, como dicen Held y Soden
(2000), no está completa la comprensión cabal del espectro
continuo de absorción del vH2O. Casi el 50% de la radiación
solar absorbida en la superficie se utiliza para enfriar la superficie y calentar la atmósfera a través de la evaporación, mediante
la liberación de calor latente. El vH2O contribuye a un calentamiento del sistema climático en unos 24 °C (Bengtsson, 2010).
Figura 11. (a) Espectros normalizados de emisión del Sol (6000 K) y de
la Tierra (255 K) como cuerpo negro. (b) Fracción de radiación absorbida de la troposfera al tope de la atmósfera en función de la longitud
de onda. (c) Absorción de radiación por distintas moléculas de los gases
atmosféricos en esos mismos niveles. Tomada de Goody y Yung (1989).
56
El fenómeno descrito se puede ver con más detalle en la
figura 12. El vH2O tiene un papel mayor que el resto de los gases ahí mostrados; absorbe el total de la energía en longitudes
de onda del espectro terrestre de 5 a 7 micras (µm) y como el
60% de 14 µm en adelante. Estos valores son similares a los
que aparecen en la figura 2. Se estima, de manera gruesa, que
un 60 % del efecto invernadero de la atmósfera terrestre se
debe al vH2O (Trenberth et al., 2007).
Figura 12. Espectros de absorción infrarroja para varios gases atmosféricos. Original de Valley (1965), reproducida por Hartmann (2016).
La Ley de Dalton establece que una mezcla de gases ejerce
una presión total que es igual a la suma de las presiones par57
ciales de cada uno de los gases que la componen, por ejemplo
vH2O más aire seco si se trata de aire húmedo. Por otra parte,
la ecuación diferencial de Clausius-Clapeyron, que expresa la
relación entre la presión parcial de un gas y su temperatura,
no tiene una solución exacta, pero una interpretación útil para
los fines de este documento es que el vH2O en un volumen de
aire en contacto y en equilibrio térmico con una superficie de
agua pura (líquida o congelada), alcanzará una presión máxima,
llamada presión de vapor de saturación, la cual depende solamente de la temperatura del aire (figura 13). La dependencia
del contenido de vH2O de la temperatura constituye una retroalimentación positiva entre estas dos variables. Puesto que
la mayoría de la superficie terrestre es agua líquida, la humedad
cerca de la superficie tiende a mantenerse próxima a la saturación, siguiendo la ecuación de Clausius-Clapeyron; para las
condiciones medias de la atmósfera superficial un incremento
de temperatura de 1K incrementaría la presión de vapor de
saturación en 7pp (Hartmann, 2016).
Figura 13. Representación gráfica de la ecuación de Clausius-Clapeyron:
la presión de vapor de saturación (hPa) en función de la temperatura (°C)
para aire sobre una superficie de agua líquida. Elaboración propia.
58
Específicamente, a incrementos de temperatura por acciones humanas como las señalados por el IPCC (Stocket et
al., 2013, Arias et al., 2021) la presión de vapor de saturación,
que puede entenderse como la capacidad de una muestra de
aire para retener humedad, también se incrementa. Hartmann
(2016) estima que la humedad específica de saturación planetaria crece en la ya mencionada relación de 7pp K-1, de donde se
infiere que el calentamiento planetario que se viene dando desde la Revolución Industrial, estará induciendo aumentos en la
humedad atmosférica, que a su vez contribuye al calentamiento, dado que el vH2O es el principal gas de efecto invernadero,
como se apuntó en párrafos anteriores. La ocurrencia de esta
retroalimentación entre calentamiento y humedad atmosférica fue postulada por Manabe y Wetherald (1967) a partir de
considerar que la distribución de la RH (recuérdese que es el
cociente entre presión de vapor y presión de vapor de saturación) en nuestra atmósfera se mantiene invariante ante cambios estacionales de la temperatura o de mayor escala, pero será
discutida más adelante a partir de la literatura sobre mediciones
o simulaciones con modelos climáticos.
Una fracción significativa (aproximadamente 40%) de la
radiación de onda larga saliente (outgoing longwave radiation,
OLR) es absorbida por el vH2O en una capa menor a 4 km
sobre la superficie del océano. Esta capa ópticamente gruesa
vuelve a irradiar hacia la superficie del océano, lo que resulta
en el calentamiento del mismo, que repercute en un aumento
exponencial en la densidad del vH2O (recuérdese que la presión de vapor de saturación es función de la temperatura), resultando en más calentamiento. Se estima que más del 50% de
la superficie oceánica tropical, durante todas las estaciones del
año está sujeto a un calentamiento fuerte por las condiciones
de efecto invernadero, pero no ocurre una cadena infinita de
59
calentamiento porque el océano y la atmósfera son un sistema
acoplado y los efectos dinámicos como la retroalimentación
de las nubes, el enfriamiento evaporativo y la circulación en el
océano y la atmósfera cooperan para suavizar los gradientes
de temperatura de la superficie del mar en escalas de tiempo
largas. Un factor importante en este proceso lo juega el vH2O
al participar en distintos procesos: el enfriamiento del océano
a través de la evaporación, el forzamiento en la onda corta debido a la formación de nubes, y el calentamiento del océano
por el vH2O y las nubes a través de la emisión de onda larga.
La retroalimentación del vH2O tropical afecta el clima global
directamente como lo indica la correlación positiva observada
entre la temperatura promedio de los océanos tropicales y las
temperaturas de la troposfera global (Marsden y Valero, 2004).
Según Hartmann (2016) la sensibilidad climática a la emisión de onda larga en la alta atmósfera ante cambios de temperatura es de 0.26K (W-1m2) si no se incorpora la condición
de la RH invariante; de hacerlo, esa sensibilidad se duplica. Por
su parte, el enfriamiento evaporativo en la superficie ocurre a
razón de 7 Wm-2K-1, pero si se mantuviera constante la temperatura y cambiara la RH, entonces el enfriamiento evaporativo
disminuiría en 8Wm-2 por cada punto porcentual de aumento
de la RH. La erupción del Pinatubo, en junio de 1991, permitió
comprobar la hipótesis de la RH invariante. Año y medio después de la explosión volcánica el enfriamiento promedio planetario fue de 0.5K. Mediciones de satélite detectaron que la
humedad específica disminuyó en un 3%, lo que es congruente
con la relación de Clausius-Clapeyron (7pp K-1) suponiendo
una RH casi invariante.
El conocimiento del efecto invernadero del vH2O en la
atmósfera terrestre tiene dos siglos. Fourier (1824 y 1827) consideró que dados la distancia de la Tierra al Sol y el albedo
60
planetario, la temperatura del planeta debería ser menor a la conocida y propuso tres explicaciones para el calentamiento adicional: que proviniera del espacio interestelar, del interior de la
Tierra o que la atmósfera se comportara como un aislante que
impide la pérdida de la radiación solar incidente sobre la superficie del planeta: “…La presencia planetaria de la atmósfera y el
agua tiene el efecto general de hacer que la distribución del calor sea más uniforme…”. Pouillet (1838) llegó a una conjetura
similar pero la comprobación experimental de las propiedades
absortivas del vH2O y de otros gases atmosféricos se le atribuye a Tyndall (1861) mediante la invención del primer espectrofotómetro. Consistió de tubos tapados en los extremos con
cristales de sales rocosas, transparentes a prácticamente toda la
radiación. Distintos tubos contenían diferentes tipos de gases.
Tyndal midió la diferencia termoeléctrica entre la entrada y la
salida de los tubos por los que hizo pasar radiaciones de distintas longitudes de onda emitidas por un cubo de Leslie, y así
concluyó que sin duda el vH2O era el constituyente atmosférico más absorbente del calor emitido por el planeta y por tanto
el principal gas que controla la temperatura de la superficie
terrestre. Sobre la trascendencia de este trabajo de Tyndall se
sugiere ver el texto de Hulme (2009). No obstante, recientemente se han publicado textos (Jackson, 2020) que afirman
que la investigadora estadounidense Eunice Newton Foote se
adelantó a Tyndal tres años en estos descubrimientos. En 1856,
Foote afirmaba que “…una atmósfera de CO2 le daría al planeta Tierra una temperatura alta”.
Arrhenius (1896) se basó en datos de radiación solar que
había recolectado Langley (1884) con el bolómetro (balometer) de su invención, para modelar el papel del CO2 en el intercambio radiativo de la atmósfera terrestre, aunque explícitamente no se ocupó del vH2O. No obstante, según Ramanathan
61
y Vogelmann (1997) sí incluyó la retroalimentación del vH2O
al introducir en su modelo la hipótesis de una RH invariante,
lo que amplificó el calentamiento superficial en un 30%. Además, con relación al vH2O, el modelo incluyó las bandas de
rotación/vibración centradas en 0.94, 1.4, 1.8, 2.7 y 6.3 μm, y
la banda de sólo rotación de 25 μm.
A finales del siglo XX y en los inicios del siglo XXI aparecieron múltiples trabajos sobre el efecto invernadero por
vH2O, tanto experimentales como modelaciones, de los que
aquí se presentará una muestra.
El papel del vH2O en la evolución reciente del clima fue
analizado por Flohn et al. (1992). Partieron de las evidencias
publicadas en aquel entonces sobre el incremento del vH2O en
la troposfera y el aumento de un 15% de la evaporación de los
océanos en décadas recientes (no aclaran cuántas), y sus consecuentes incrementos en el ciclo hidrológico y en la circulación
troposférica en el Hemisferio Norte. Hacen la diferencia entre
el papel del vH2O como gas de efecto invernadero y como
transportador de calor latente de la superficie a la atmósfera,
lo que ejemplifican con una nube convectiva de 7km de altura que origina una ganancia de calor latente en la atmósfera
tropical entre los 2 y 6km, mientras que esas liberaciones de
calor en las atmósferas extratropicales ocurren entre 1 y 3km
de elevación. Hacen ver que una lluvia de 20 a 30mm día-1,
considerando el calor latente para evaporar el agua que le dio
origen, significó una transferencia de energía de la superficie a
la atmósfera, superior a los 340Wm-2 (en realidad 12mm día-1
hacen esa equivalencia), que es el promedio de la radiación solar interceptada por el planeta en rotación. Al considerar que
la precipitación es de 1000 mm año-1 en promedio en el planeta, y que el agua precipítable es de 25mm, concluyen que el
vH2O atmosférico se renueva cada 9 días. La evaporación pro62
medio en latitudes tropicales implica una entrega de 13Wm-2,
superior al efecto invernadero del propio vH2O. Al cuestionar
que el cambio climático se pretendiera detectar sólo con datos
de temperatura a nivel superficial, obtuvieron las tendencias
1948-1990 para las latitudes tropicales (10°S a 14°N) de las
diferencias de humedad específica entre la superficie oceánica
y la atmósfera (que en 50 años aumentó 0.3 g kg-1), y la RH de
la atmósfera superficial disminuyó un punto porcentual. Como
se ve, estas tendencias están cercanas a la incertidumbre de los
equipos de medición.
Marsden y Valero (2004) propusieron el término “eficiencia de invernadero” como la razón de cambio observada en
la absorción en función de la variación de la temperatura de
superficie. Empiezan por considerar que, en su interacción con
la radiación, el vH2O proporciona un vínculo importante entre
el océano y la atmósfera a través del efecto invernadero. En ese
trabajo se informa de observaciones de la absorción por efecto
invernadero del vH2O en el Golfo de México durante julio de
2002. Si el efecto invernadero atmosférico (Ga) se puede definir como la diferencia entre la emisión de onda larga superficial
entrante y saliente (SLR y OLR, respectivamente), la cantidad
dGa/dTs es el cambio en el flujo infrarrojo ascendente absorbido por el vH2O a medida que aumenta la temperatura de la superficie del mar (Ts) y, por lo tanto, parametriza la intensidad de
la retroalimentación evaporativa entre el océano y la atmósfera.
Usando radiómetros hemisféricos infrarrojos de banda ancha
(IRBR, por sus siglas en inglés) y de campo de visión estrecho
(NFOV, por sus siglas en inglés) a bordo de un avión ER-2 de
la NASA hicieron mediciones los días 9 y 26 de julio de 2002,
marcados por condiciones convectivas y estables a gran escala,
respectivamente. Usando el NFOV en el rango de longitud de
onda de 4 a 40μm, dGa/dTs = 13.4 + 1.0Wm-2K-1 el 9 de julio,
63
mientras que el 26 de julio dGa/dTs = 9.7 + 0.3Wm-2K-1. La
medición NFOV de dGa/dTs entre 8–12μm arrojó valores de
aproximadamente 2.5Wm-2K-1 para ambos días, lo que indica
que la mayor parte del cambio en la absorción por efecto invernadero debido al aumento de la temperatura del océano,
ocurre en las regiones espectrales rotacionales y vibracionales
del vH2O. Las mediciones de IRBR arrojaron valores más altos de dGa/dTs en ambos días, pero probablemente se vieron
afectadas por nubes frías en el campo de visión del radiómetro
hemisférico. Estos resultados apoyan el vínculo entre eficiencia del efecto invernadero, concentración de vH2O en la mitad
superior de la troposfera, y la convección.
Marsden y Valero (2004) encontraron una mayor eficiencia
de invernadero de banda ancha durante el día convectivo (julio 9, 2002), lo que apunta a la hipótesis de que la convección
y la humedad en la troposfera superior son claves en el valor
de la eficiencia de invernadero. Aunque las observaciones son
de corta duración y alcance geográfico reducido, la coherencia entre los resultados del satélite y de aeronave puede verse
como una validación in situ de los datos satelitales. Los mismos investigadores aceptan valores experimentales publicados
en trabajos previos por otros autores que indican que en zonas
tropicales dGa/dTs es aproximadamente de 5Wm-2K-1 para Ts
< 298K pero aumenta a 10Wm-2K-1 para temperaturas más elevadas.
También el efecto invernadero del vH2O ayuda a explicar
el comportamiento del clima regional. El gradual incremento
de la temperatura y de la humedad atmosférica de oeste a este
observado en la climatología de Europa, Philipona et al. (2005)
no lo atribuyen a la circulación sino a la retroalimentación no
uniforme del vH2O. Encuentran que en periodos sin nubes
la OLR se relaciona con la temperatura del aire con una co64
rrelación lineal de 0.99 y con 0.89 con la humedad absoluta;
pero como además obtienen una alta correlación entre datos
de reanálisis de ERA-40 que integran vH2O y cambios en la
temperatura superficial de la base CRU (0.84), concluyen que
ocurre un forzamiento por efecto invernadero debido a una
fuerte retroalimentación del vH2O.
Por su parte, Gettelman y Fu (2008) hicieron mediciones
en marzo de 2005 de OLR en el tope de la atmósfera en condiciones de cielo despejado, entre 70°N y 70°S. Las mediciones
se compararon con dos modelos de transferencia radiativa, los
cuales usaron como datos de entrada la temperatura atmosférica y el vH2O obtenidos mediante el Atmospheric Infrared
Sounder (AIRS). Los ajustes de los modelos fueron buenos,
pero lo relevante para esta revisión es el análisis de la sensibilidad de la ORL a cambios de la temperatura superficial, temperatura del aire y humedad específica. La mayor sensibilidad
encontrada fue con la temperatura del aire cuando sus cambios ocurren en la baja troposfera: para latitudes medias (Ts <
292K) la radiación solar saliente es más sensible a cambios de
la humedad específica entre 600-400hPa; para los subtrópicos
(292K < Ts < 298K), es sensible en la baja y alta troposfera;
y en la zona convectiva (Ts > 298K) es sensible en la baja troposfera; estas sensibilidades son negativas, es decir, a mayor
humedad menor emisión de ORL, del orden -.0.9 a -3.2Wm-2
por cada 10% de incremento en la humedad específica.
Inamdar y Ramanathan (1998) usaron diversas bases de
datos que comprenden regiones continentales y oceánicas, así
como las ramas ascendentes y descendentes de las celdas de
Walker y de Hadley y las regiones de tormentas extratropicales. A partir de la definición de efecto invernadero atmosférico
(Ga) mencionada previamente —como la diferencia entre la
emisión de onda larga superficial entrante y saliente, SLR y
65
OLR— estos autores encontraron que la variación este-oeste
del efecto invernadero normalizado (ga) y del agua precipitable es tan intensa como la variación norte-sur, lo que ilustra
el papel importante de la dinámica atmosférica. Entre 60°N
y 60°S los menores valores del ga (0.11-0.15) se encontraron
sobre el Sahara y otros desiertos; mientras que los valores más
altos (0.35-0.40) sobre los océanos cálidos con una atmósfera
convectiva profunda. Consistente con los estudios anteriores,
los trópicos exhiben un fuerte acoplamiento positivo entre Ts,
Ga y la distribución de vH2O con aumentos en la humedad de
la troposfera media, pero al norte de 30°N los aumentos de
vH2O son aproximadamente la mitad que en los trópicos.
Para Inamdar y Ramanathan (1998) es un hecho observado que la RH troposférica en la mayoría de las latitudes sigue
siendo aproximadamente la misma entre invierno y verano a
pesar de las variaciones significativas de temperaturas; de este
comportamiento concluyen que es realista adoptar la suposición de RH fija cuando la atmósfera superficial y la troposfera
libre, por ejemplo, se calienten debido al aumento de CO2. En
cambio, para la troposfera superior, Soden et al. (2005) encontraron que los modelos climáticos predecían que la concentración de vH2O se podría duplicar hacia finales del siglo como
resultado del incremento de los gases de efecto invernadero.
La humectación juega un papel clave en la ampliación de la
razón de calentamiento del clima en respuesta a las actividades antropogénicas, pero había sido difícil detectarlo debido a
las deficiencias en los sistemas de observación convencionales;
por eso los autores usaron mediciones de satélites de 1982 a
2004 en distintas bandas de la humectación troposférica. Lo
que observaron fue congruente con las simulaciones de modelos que corresponden a un crecimiento relativamente constante de la humedad en la alta troposfera; esa congruencia da
66
credibilidad a futuras proyecciones del calentamiento global.
La absortividad del vH2O es proporcional al logaritmo de su
concentración, y entonces es el cambio en la humedad específica y no su cambio absoluto, lo que gobierna el mecanismo de
retroalimentación. En la tabla 2.2 de Marsden y Valero (2004)
se reportan eficiencias de invernadero para condiciones convectivas y estables en función de la longitud de onda de cada
sensor y la temperatura.
Dessler et al. (2008) analizaron la respuesta del vH2O al
incremento de 0.6°C de la temperatura superficial promedio
observada entre 2003 y 2008. Obtuvieron datos de alta resolución de humedad específica y RH de los satélites de la NASA
Sonda Infrarroja Atmosférica (AIRS). En la mayor parte de la
troposfera, la humedad específica aumentó y la RH aumentó
en algunas regiones y disminuyó en otras. La retroalimentación
del vH2O implícita en estas observaciones es fuertemente positiva, con una magnitud promedio de 2.04Wm-2K-1, similar a
lo simulado por modelos climáticos si en la atmósfera se mantiene constante la RH.
Iniciada la segunda década del siglo XXI, el Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático (IPCC) en su Quinto
Informe de Evaluación (Stocker et al., 2013) llegaba a algunas
conclusiones sobre el vH2O como gas de efecto invernadero y
sus retroalimentaciones. Destacan seis afirmaciones que, como
en todos los informes del IPCC, se fundamentan en revisiones
de la literatura especializada de todo el mundo:
• Conforme se calienta el sistema climático, se pierde
energía al espacio por emisión de radiación térmica,
pero eso es modificado por las retroalimentaciones climáticas como el cambio en el vH2O, nubes y albedo
planetario, que afectan la emisión de onda larga y la reflexión de onda corta (p. 68).
67
•
El forzamiento radiativo sobre el sistema climático ha
sido positivo debido a los gases de efecto invernadero
bien mezclados (de vida larga), así como cambios en
los de vida corta como el O3 y el vH2O estratosféricos
(p. 67).
• Hay una confianza muy alta en la consistencia entre
las observaciones y los modelos al mostrar una fuerte correlación entre temperatura troposférica y vH2O
en escalas regional y global, lo que implica, tanto en las
observaciones como en los modelos, una retroalimentación positiva del vH2O (p. 75).
• Es extremadamente probable que la retroalimentación
combinada del vH2O y del lapse rate (o gradiente térmico vertical) sea positiva y bien cuantificada, mientras
que la retroalimentación de las nubes sigue siendo incierta (p. 58).
• Las retroalimentaciones del vH2O/gradiente térmico
vertical, albedo y nubes, son los principales determinantes de la sensibilidad climática en equilibrio. Todas esas
retroalimentaciones son positivas, de probables a altamente probables (p. 82).
• Las retroalimentaciones de temperatura troposférica
son particularmente relevantes con el vH2O de la alta
troposfera y de la estratosfera.
Sobre el último punto, Müller et al. (2015) señalaron la necesidad de generar datos de cobertura global, precisos y de largo periodo, del contenido de vH2O en la troposfera superior
y en la baja estratosfera, dado el papel de este gas de efecto
invernadero.
En el mismo sentido van las conclusiones de Ravishankara
(2012): el vH2O representa del 50 al 75% del efecto invernadero actual. La cantidad de vH2O en la tropopausa (~10 a ~18
68
km por encima del nivel del mar, según la latitud) y la estratosfera inferior es particularmente crucial, porque determina
cuánta radiación escapa de la atmósfera. La Tierra sería un planeta diferente sin todos estos papeles bien conocidos del agua.
La más importante retroalimentación en el sistema climático
de la Tierra es la debida al vH2O de la troposfera superior. Un
aumento del vH2O altera aún más el estado climático al hacer
más intenso el efecto invernadero del vH2O. Esto a menudo es
simplemente llamado “retroalimentación de vH2O”. En general, se ha pensado que la retroalimentación es positiva, con la
mayoría de los modelos atmosféricos manteniendo constante
la RH con temperaturas crecientes a lo largo de la columna de
la troposfera tropical. Esto implica que aumenta la humedad
específica.
En una revisión hecha por Gettelman y Fu (2008), en los
últimos años del siglo pasado y los primeros del presente, hubo
cierto debate sobre la retroalimentación del vH2O, con algunos
autores sugiriendo que la relación entre el aumento de temperatura en la superficie y la humedad de la troposfera superior
puede ser negativa. Sin embargo, la mayoría de los estudios
recientes indican que la retroalimentación del vapor de agua
es positiva, incluidos trabajos que utilizaron observaciones de
humedad y temperatura por satélite comparados con observaciones de radiosondas.
Dado que el vH2O es un fuerte absorbente en el espectro
infrarrojo, la humedad añadida provoca un mayor calentamiento. Este efecto amplificador puede aumentar el calentamiento
promedio en un 70 a 90% en comparación con los cálculos
que mantienen el vH2O fijo. Los estudios observacionales han
intentado verificar la retroalimentación positiva del vH2O al
examinar la respuesta de la humedad atmosférica a cambios en
la temperatura de superficie causada por la variabilidad inte69
ranual, el ciclo anual, erupciones volcánicas y El Niño-Oscilación del Sur (Minschwaner y Dessler, 2004).
Tal retroalimentación del vH2O se presenta en gran parte
de los trópicos donde hay un gradiente adiabático casi húmedo. Si el perfil permanece así en respuesta a los cambios en
la temperatura de superficie y si la RH no cambia debido al
suministro de humedad desde los océanos y la convección profunda hacia la troposfera superior, la humedad específica de la
troposfera superior se incrementará. La incertidumbre en los
perfiles de temperatura es de 1K y en la humedad específica de
alrededor del 20% (Gettelman y Fu, 2008).
Cuando Ingram (2010) publicó su trabajo, a menudo se decía que la sensibilidad climática se duplica por la retroalimentación del vH2O. También este autor esperaba que la distribución
espacial de la RH cambie poco bajo el cambio climático a partir de simples argumentos físicos, que son confirmados por los
más detallados modelos a que tuvo acceso, según él consistentes con la evidencia observacional. Esperaba entonces el autor
que la retroalimentación del vH2O aumentara la sensibilidad
climática, ya que es el gas de efecto invernadero más importante en nuestra atmósfera, y su presión de vapor de saturación
aumenta rápidamente con la temperatura, pero no es tan obvio
qué tan grande debería ser este aumento de la sensibilidad. No
obstante, los modelos, principalmente los radiativo-convectivos pero también los de circulación general, mostraban que la
irradiación por vH2O no cambia cuando se calienta el sistema
climático, pero sí cambia lo que irradia el resto de los componentes del sistema, como respuesta a la Ley de Plank, de modo
que para entonces la literatura existente no ofrecía una evaluación clara de esa retroalimentación, o incluso por qué la Tierra
no está sujeta a un efecto invernadero desbocado del vH2O.
También explica el autor que como la radiación de onda larga
70
saliente por emisión del vH2O en algunas regiones de su espectro está dominada por la RH, ocurren dos efectos combinados:
los cambios en la temperatura y en la humedad específica que
tienden a anularse.
3.2 Efectos térmicos
Schneider et al. (1999) estimaron el efecto de los cambios en
el vH2O troposférico sobre la sensibilidad climática al duplicar
el CO2, utilizando un modelo atmosférico de circulación general de resolución gruesa acoplado a una capa de mezcla del
océano de 50m de profundidad. La contribución del vH2O a
la sensibilidad climática en capas de igual masa varía en aproximadamente un factor de 2 con la altura, con la mayor contribución entre 750 y 450hPa, y la menor por encima de 230hPa.
La retroalimentación positiva del vH2O sobre la respuesta de
la temperatura promedio global de la superficie con 2xCO2 por
encima de 750hPa es aproximadamente un factor 2.6 mayor
que la respuesta del vH2O por debajo de 750 hPa. Los cambios
en la RH restando a 2xCO2 la situación de 1xCO2, a distintos
niveles y distintas latitudes, tienen un máximo de 2pp, es decir,
que casi se mantiene invariante.
Por su parte, Gettelman y Fu (2008) utilizaron 4.5 años
de mediciones satelitales del AIRS para evaluar las variaciones
conjuntas de la humedad y la temperatura de la troposfera superior con la temperatura de superficie, y que se pueden utilizar
para delimitar la humectación de la troposfera superior debido
a la retroalimentación del vH2O. Los resultados se comparan
con simulaciones de un modelo de circulación general e indican que la troposfera superior mantiene una RH casi constante
para las perturbaciones térmicas observadas en la superficie
del océano durante el período de estudio, con los correspondientes aumentos de vH2O (humedad específica) de 10 a 25 %
71
K-1. Los aumentos de vH2O son más grandes a presiones por
debajo de 400hPa.
Minschwaner y Dessler (2004) discrepan de la hipótesis
de la invarianza de la RH, en particular en la alta troposfera.
Examinaron la sensibilidad del vH2O en la troposfera superior
tropical a los cambios en la temperatura de la superficie, utilizando un modelo radiativo-convectivo de una sola columna.
Las fases de equilibrio de este modelo muestran que a medida que la superficie se calienta, los cambios en la distribución
vertical y la temperatura del aire desacoplado de la convección
tropical conducen a mayores proporciones de razón de mezcla
en la troposfera superior.
Sin embargo, el aumento en la razón de mezcla no es tan
grande como el aumento en la razón de mezcla de saturación
inducido por temperaturas ambientales más altas, de modo
que, según los autores, la RH disminuye. Encuentran que estos
cambios en la humedad de la troposfera superior con respecto
a la temperatura de la superficie son consistentes con las variaciones interanuales observadas en la razón de mezcla cerca de
los 215hPa según lo medido por el Microwave Limb Sounder.
Si así fuera, los modelos que mantienen una RH fija por encima de 250hPa es probable que sobrestimen la contribución de
estos niveles a la retroalimentación del vH2O.
Para los mismos autores, los incrementos modelados de la
humedad con la temperatura de la superficie no son suficientes
para mantener una RH constante. La disminución calculada
de la RH a 215hPa está entre -4.0 y -8.4pp K-1. Además, las
observaciones de variaciones interanuales en la RH según el
modelo y la temperatura superficial del mar (SST) muestran
disminuciones en la RH promedio con aumento de la SST promedio, del orden del -4.8 + 3.4pp K-1. Ambos resultados son
consistentes con las variaciones en 200 hPa de temperatura y
72
SST de reanálisis del NCEP–NCAR. Estas observaciones proporcionan evidencia (con una probabilidad del 95%) de que el
actual régimen climático opera entre las situaciones límite de
humedad específica constante y de RH constante en la troposfera superior tropical. Siguiendo a los mismos autores, hay varios mecanismos plausibles para generar una retroalimentación
negativa del vH2O en la troposfera superior. Una posibilidad
la constituyen los efectos de secado de los cúmulos profundos
por convección; argumentan que la altitud promedio de detrimento de la convección profunda será más alta y más fría en un
clima más cálido en comparación con el presente (Minschwaner y Dessler, 2004).
Sin embargo, para Price (2000), los modelos climáticos y
las observaciones apoyan la idea de que los incrementos térmicos aumentarán la cantidad de vH2O en la troposfera superior.
Las observaciones indican que es posible que el vH2O de la alta
troposfera ya esté aumentando. Los modelos climáticos predicen aumentos del contenido de vH2O en la troposfera superior
de aproximadamente el 10% K-1 de aumento de temperatura
en esa capa. Algunos modelos climáticos predicen que aumentará 20pp K-1 en RH. Esas sensibilidades son mayores que las
predichas por la ecuación de Clausius-Clapeyron (6% por 1K
a 300K) ya que la troposfera superior está influenciada no sólo
por la temperatura, sino también por el transporte de vH2O
desde la atmósfera inferior. Además, aunque las temperaturas
de la superficie tropical pueden aumentar de 2 a 3K en un clima más cálido, la troposfera tropical superior se espera que se
caliente de 6 a 7K. Como resultado, la retroalimentación del
vH2O podría amplificar el cambio de temperatura de la superficie en un 60% ante una hipotética duplicación del CO2.
Durante el siglo pasado, la temperatura superficial promedio global se incrementó aproximadamente 0.75K. En el último
73
medio siglo la tasa de cambio decenal fue de aproximadamente
0.13K, en gran parte debida a aumentos antropogénicos en los
gases de efecto invernadero. Solomon et al. (2010) usaron una
combinación de datos y modelos para mostrar que es muy probable que el vH2O estratosférico contribuyó sustancialmente
al aplanamiento de la tendencia al calentamiento global desde
aproximadamente el año 2000. Estudios anteriores han sugerido que los cambios en el vH2O estratosférico podrían contribuir significativamente al cambio climático, pero ha habido
un debate sobre la magnitud de los efectos radiativos, por las
razones que se expondrán a continuación.
El vH2O en la estratosfera se transporta desde la troposfera como vH2O o como moléculas de CH4 o H2, que reaccionan entre sí para formar agua; ese transporte es por surgencias
en regiones tropicales, seguidas de afloramiento y transporte
horizontal en la estratosfera extratropical; la circulación de
Brewer-Dobson controla la abundancia del vH2O en la estratosfera (Ravishankara, 2012). Lo anterior concuerda con lo hallado por Emmanuel et al. (2018) a partir de mediciones de
vH2O sobre la península índica empleando un higrómetro de
punto de escarcha criogénica (CFH) sobre dos estaciones tropicales, Trivandrum (8.53°N, 76.87°E) e Hyderabad (17.47°N,
78.58°E): que la razón de ascenso del vH2O se corresponde
bien con la rapidez de la circulación de Brewer-Dobson, y es
ligeramente superior en la estación más cercana al ecuador en
comparación con la más lejana; la columna de vH2O integrada
en la baja estratosfera varía de 1.5 a 4gm-2 con valores bajos
durante el invierno y valores altos durante las temporadas de
monzón y posmonzón de verano, y su variabilidad muestra la
influencia de la dinámica local. Pero, ¿fuera de los trópicos podría haber un transporte de aire troposférico que inyecte por
convección vH2O en la estratosfera? A la duda anterior se aña74
de un debate sobre la magnitud de los efectos radiativos, así
como la dificultad para documentar los cambios en el vH2O,
por deficiencias de calibración y cobertura de las radiosondas
antes de mediados de la década de 1990 (Solomon et al, 2010).
Algunos estudios que indagan en la validación de estas
hipótesis se produjeron a fines del siglo pasado e inicios del
presente. Para Forster y Shine (2002) era evidente que los aumentos observados en el vH2O de la estratosfera pudieron
haber contribuido a un enfriamiento estratosférico y un calentamiento troposférico a partir de 1960, pero otros sugerían
que la estimación del impacto climático puede haber sobrestimado tanto el forzamiento radiativo como el enfriamiento
estratosférico. Los autores muestran que las diferencias entre
las diversas estimaciones no se deben a problemas inherentes
a la radiación de banda ancha y esquemas de banda estrecha
sino más bien a las diferentes configuraciones experimentales,
particularmente la altitud utilizada en los cálculos radiativos
para ubicar el cambio de vH2O con respecto a la tropopausa.
Además, si las observaciones recientes de las tendencias del
vH2O son válidas globalmente, podrían haber contribuido a un
forzamiento radiativo de hasta 0.29 Wm-2 y un enfriamiento de
la estratosfera inferior de más de 0.8K en los últimos 20 años
del siglo pasado. En términos generales lo anterior concuerda
por lo encontrado por Fueglistaler et al. (2013).
Price (2000) muestra que la variabilidad del vH2O de la
troposfera superior y la actividad eléctrica a escala global están
estrechamente relacionadas, por lo que los cambios en el vH2O
de la troposfera superior pueden inferirse a partir de registros
de actividad global de rayos, detectados fácilmente a partir de
observaciones en un solo lugar de la superficie terrestre. Las
tormentas transportan grandes cantidades de vH2O hacia la
troposfera superior y por lo tanto dominan las variaciones glo75
bales de vH2O en esta capa al tiempo que producen la mayor
parte de los rayos en la Tierra. Como los rayos inducen resonancias de Schumann, el monitoreo de estas resonancias puede
proporcionar un método para rastrear la variabilidad del vH2O
en la troposfera superior y, por tanto, contribuye a una mejor
comprensión de los procesos que afectan al cambio climático.
Para Shindell (2001), la abundancia de vH2O estratosférico afecta al O3, al clima superficial y al de la troposfera, de
modo que de 30 a 50km de altitud las temperaturas muestran
un decremento global de 3 a 6K en las últimas décadas. El incremento de vH2O aporta aproximadamente un 24% adicional
(0.2Wm-2) al calentamiento global por gases de efecto invernadero. Observaciones a 30-50km de satélites, cohetes sondas y
lidares muestran un enfriamiento durante dos o tres décadas
por los gases de efecto invernadero bien mezclados, CO2, CH4,
N2O y los clorofluorocarbonos (CFC); los cambios de vH2O
estratosférico tendrían un efecto similar.
Según Solomon et al. (2010), a partir de una combinación de datos y modelos se detecta que las concentraciones
de vH2O estratosférico disminuyeron aproximadamente un
10% después del año 2000, lo que actuó para atenuar la tasa
de aumento de la temperatura de la superficie global durante
2000-2009 en alrededor del 25% en comparación con lo que
habría ocurrido debido sólo al CO2 y otros gases de invernadero. Las tendencias en el vH2O estratosférico se obtuvieron
a partir de 1980 de radiosondeos de calidad lanzados en Boulder, Colorado, más observaciones satelitales globales de alta
calidad de múltiples plataformas que comenzaron en la década
de 1990. Coinciden en una sustancial e inesperada disminución
del vH2O estratosférico después del 2000 que mantuvo los valores bajos al menos hasta mediados de 2009, si bien hubo
un incremento en el vH2O estratosférico observado en 2001
76
que se correlaciona con el aumento en la temperatura de la
superficie del mar en las proximidades de la alberca tropical de
agua cálida (10°N a 10°S; 171° a 200°W), que está relacionada
con El Niño-Oscilación del Sur. Los mismos autores concluyen que la reducción en el vH2O estratosférico permaneció
relativamente estable desde 2001 hasta finales de 2007 con una
fuerte oscilación cuasi-bienal.
Datos más limitados sugieren que el vH2O estratosférico
probablemente aumentó entre 1980 y 2000, lo que habría incrementado la tasa decenal de calentamiento de la superficie
durante la década de 1990 en aproximadamente un 30% en
comparación con las estimaciones que ignoran este cambio.
Estos hallazgos muestran que el vH2O estratosférico es un importante impulsor del cambio climático global superficial (Solomon et al, 2010).
El interés de Dessler et al. (2013) en su investigación provenía de que, en ese tiempo, los escenarios climáticos se centraban en una eventual duplicación del CO2 atmosférico, lo que
implicaría un calentamiento de aproximadamente 1.2K, pero
advierten que ese calentamiento directo desencadena retroalimentaciones que conducen a un eventual calentamiento de
2.0 a 4.5K. Además, cotejaron los resultados de la modelación
con observaciones. Por ejemplo, la figura 14 muestra el promedio mensual tropical a 82hPa (∼18km de altitud) de anomalías
de la razón de mezcla obtenidas del Aura Microwave Limb
Sounder en la franja de 30°N – 30°S; datos que son una buena aproximación de la entrada de vH2O a la estratosfera. Los
autores pudieron reproducir los valores observados mediante
una regresión multilineal, donde el vH2O es función de índices
de la oscilación cuasibienal y de la circulación Brewer-Dobson
a 82hPa, más las anomalías de temperatura a 500hPa. Junto
con un modelo químico-climático, los autores demuestran que
77
hay una retroalimentación para el vH2O estratosférico, que implica que un clima más cálido aumenta el vH2O estratosférico,
porque además el vH2O es en sí mismo un gas de efecto invernadero, lo que conduce a un mayor calentamiento, con una
magnitud estimada de +0.3Wm-2K-1, mostrando que esta retroalimentación juega un papel importante en el sistema climático.
Según Gordon et al. (2013), puesto que el vH2O es un
retroalimentador positivo importante en el sistema climático,
pequeños errores en su medición o estimación pueden llevar
a grandes incertidumbres en la respuesta climática ante los forzantes antropogénicos. Por tanto, analizaron la variabilidad observada entre 2002 y 2009 del vH2O del Atmospheric Infrared
Sounder y obtuvieron una retroalimentación del vH2O a corto
plazo de 2.2 + 0.4Wm–2K–1, y para periodos largos durante el
siglo XX usando 14 modelos climáticos de 1.9 a 2.8Wm–2K–1.
Huang et al. (2016) simularon la abrupta multiplicación
por 4 del CO2 usando modelos del Coupled Model Intercomparison Project Phase 5 (CMIP5) del World Climate Research
Programme. Encontraron que la concentración de vH2O en
general aumenta, lo que conduce a una retroalimentación radiativa promedio global positiva débil (0.02 ± 0.01 Wm−2K−1).
Ese aumento de la humedad estratosférica se relaciona en primer lugar con la humedad elevada en la troposfera superior y,
en menor medida, con el cambio de temperatura de la tropopausa tropical. Un ejercicio similar fue realizado por Banerjee et al. (2019), también cuadruplicando el CO2 atmosférico
y usando el ensamble de modelos CMIP5. Todos los modelos mostraron una humectación importante para la estratosfera baja que implican retroalimentaciones climáticas de 0.17
± 0.05Wm−2K−1, con un rango considerable entre modelos de
0.12 a 0.28Wm−2K−1.
78
Figura 14. Serie temporal de anomalías del vH2O a 82 hPa (∼18km),
promediada sobre 30°N – 30°S. Las líneas discontinuas y punteadas
son reconstrucciones de regresiones multivariadas.
Tomada de Dessler et al. (2013).
3.3 Efectos dinámicos
La relación entre vH2O y dinámica atmosférica se puede ver
en dos sentidos: los efectos de la circulación en las variaciones
de humedad, como por ejemplo en la troposfera superior (Del
Genio et al., 1994), y en los efectos de la humedad en la circulación.
La dinámica del vH2O es más importante en climas cálidos
que en fríos porque la concentración de vH2O generalmente aumenta con la temperatura de la superficie. El vH2O no
es sólo el gas de efecto invernadero dominante en la Tierra
79
a través de procesos radiativos o de la liberación de calor latente cuando se condensa, también juega un papel activo en
los procesos dinámicos (Schneider et al., 2010). Estos autores
hacen énfasis en las grandes escalas, desde las tormentas extratropicales (∼1000 km) hasta la circulación de Hadley, escalas
donde la liberación de calor latente a través de la condensación
generalmente es más importante que el enfriamiento del aire
por evaporación o sublimación: los tiempos de residencia del
vH2O y del agua condensada son similares (días o más), y también lo son los calores latentes específico de vaporización y de
sublimación.
Los mismos autores reconocen que hay resultados observacionales discrepantes, como se vio en el Capítulo 2. Instrumentos y climatología. En las últimas décadas el agua precipitable ha variado con la temperatura de la superficie a una
tasa de 7 a 9% K-1, promediada en los trópicos o sobre todo,
los océanos. Lo anterior es consistente con una RH constante.
En simulaciones el agua precipitable promedio global aumenta
∼7.5% K−1; pero la precipitación y la evaporación (que son
iguales en un estado estadísticamente estacionario), aumentan
de manera más modesta de 2 a 3% K−1.
Si la evaporación aumenta con la temperatura de la superficie en 2.5% K−1, la presión de vapor global promedio y la
de saturación aumentan 6.5% K−1. Si la temperatura promedio global superficial aumenta en 3K, la evaporación promedio
global aumenta en 7.5%, y la humedad específica de saturación
en la superficie 19.5%. En la medida en que la relación de Clausius-Clapeyron es adecuada para una RH del 80%, se deduce
que la RH cercana a la superficie aumenta aproximadamente
2.4pp = (1 - 0.8) (19.5 - 7.5).
La RH de la troposfera libre no necesita permanecer fija,
pues los cambios de agua precipitable pueden desviarse ligera80
mente de la escala de Clausius-Clapeyron. También está claro
que la tasa de cambio de evaporación con la temperatura promedio global de la superficie no puede diferir mucho de 2 a
3% K−1. La implicación de este orden de magnitud es que los
cambios en la RH de superficie y en la evaporación (y por lo
tanto en un estado estadísticamente constante en la precipitación promedio global) están constreñidos energéticamente,
pero no la RH de la troposfera libre, donde cambia con mayor
intensidad según simulaciones de escenarios de cambio climático con modelos de circulación general. El agua precipitable
se incrementa en 6.2% K-1 en promedio global, mientras que
la precipitación en 2.5% K-1, como ya se dijo en los párrafos
recientes, siguiendo a Schneider et al. (2010).
En ese mismo trabajo se presenta una descripción general
de los efectos dinámicos del vH2O en la circulación global de la
atmósfera y en los cambios climáticos, a partir de simulaciones
de una amplia gama de climas con un modelo de circulación
general. Las conclusiones centrales son:
• Los cambios en la evaporación y precipitación promedios mundiales y en la RH cercana a la superficie están restringidos energéticamente. En el clima actual, la
evaporación promedio global y la precipitación pueden
aumentar con la temperatura superficial a una tasa de
2% K−1, y la RH cercana a la superficie puede cambiar
en 1pp K−1.
• El agua precipitable aumenta con la temperatura
de la superficie aproximadamente al ritmo de Clausius-Clapeyron (6 a 7pp K−1) porque los cambios en la
RH cerca de la superficie son pequeños y la mayor parte
del vH2O se concentra cerca de la superficie.
• La circulación de Hadley generalmente se amplía en la
horizontal y aumenta de altura a medida que el clima se
81
•
•
•
calienta. Los cambios en su intensidad son más complejos. Están limitados por el balance de momento zonal
y la intensidad de flujos turbulentos de momento mecánico, cuya magnitud está relacionada con la energía
cinética extratropical turbulenta. Para el clima actual, es
probable que se debilite la celda de Hadley a medida que
el clima se caliente; sin embargo, también puede debilitarse a medida que el clima se enfría, en parte porque
los flujos turbulentos de momento mecánico pueden
cambiar con el clima de forma no monótona, sino con
mucha variabilidad.
La energía cinética turbulenta transitoria extratropical,
que es una medida de las tormentas, cambia proporcionalmente con la energía potencial promedio seca5 disponible. Para el clima actual, ambas energías disminuyen
a medida que el clima se calienta porque los gradientes
de temperatura potencial meridional disminuyen y la estabilidad atmosférica aumenta a medida que se refuerza
el transporte de calor latente hacia los polos y hacia arriba. En climas más fríos, sin embargo, ambas energías
pueden disminuir a medida que el clima se enfría.
Las trayectorias de las tormentas generalmente se desplazan hacia los polos a medida que el clima se calienta.
El flujo de calor latente hacia los polos en los extratrópicos generalmente aumenta a medida que el clima
se calienta, pero el flujo de energía estática seca puede
cambiar de forma no monótona (i.e., con mucha variabilidad), como también lo puede hacer el flujo total de
energía hacia los polos, lo que indica que puede existir
un límite en la forma como los contrastes de temperatura polo-ecuador podrían llevar a climas en equilibrio.
5. Sin considerar la potencial liberación de calor latente al condensarse el vH2O.
82
•
El comportamiento de la estabilidad atmosférica extratropical es complejo. El fortalecimiento del transporte
de calor latente hacia los polos y hacia arriba en climas
más cálidos y húmedos puede aumentar la estabilidad,
fortaleciendo los gradientes de temperatura superficial
meridional en climas más fríos y secos.
• Aunque la frecuencia de ciclos del vH2O generalmente
disminuye a medida que el clima se calienta, excepto en
climas muy fríos, el flujo de masa bruta ascendente tropical no necesariamente disminuye a un ritmo similar;
puede depender de la precipitación y de la estabilidad
adiabática húmeda tropical, que cambia más lentamente
con la temperatura que el agua precipitable.
Sobre este último punto, Rose y Rencurrel (2016) mostraron que el agua precipitable puede aumentar entre 0 y 20%
K-1 a escala local, y de 3.6 a 11% K-1 a escala global, como
consecuencia de los incrementos en el CO2 y en la emisión de
calor oceánico. Soldatenko (2019) encontró que ante un calentamiento global de 1K en superficie y 2K en la troposfera
superior, el flujo de humedad meridional turbulento promedio anual se incrementa en 4% usando modelos secos, pero si
se incorpora de inicio la condición de una atmósfera húmeda,
ese incremento es de 9%. Hodnebrog et al. (2019), en un
trabajo revelador sobre el efecto de varios forzantes externos clave del sistema climático (drivers, como el CO2, CH4,
irradiancia solar, carbono negro y sulfatos) en el agua precipitable usando once modelos climáticos, encontraron que la
respuesta de retroalimentación del agua precipitable difiere
entre 6.4 ± 0. 9% K-1 para dióxido de azufre a 9.8 ± 2% K-1
por carbono negro. Calcularon además la relación entre los
cambios globales en agua precipitable y la precipitación, que
puede caracterizarse al cuantificar los cambios en el tiempo
83
de residencia del vH2O atmosférico, el cual, según los modelos, pasará de 8.2 ± 0.5 a 9.9 ± 07 días entre 1986–2005 y
2081–2100 bajo un escenario alto en emisiones, y concluyen
que el tiempo de residencia del vH2O en la atmósfera es un
indicador importante de los patrones de precipitación, y que
el carbono negro es particularmente eficiente en prolongar
esa residencia y, por tanto, el periodo entre evaporación y
precipitación.
Regresando a la interacción convectiva con el vH2O en
climas cálidos, Sherwood et al. (2010 a y b) revisaron los avances recientes en el entendimiento de la interacción convectiva
con el vH2O en climas cálidos. Aplicaron técnicas de observación, incluidas isotópicas, análisis de tendencias, modelos,
y concluyeron que para predecir la humedad en la troposfera
libre se deben conocer los vientos a gran escala, lo que apoya
lo dicho con anterioridad en esta revisión sobre el papel de la
retroalimentación del vH2O sobre el clima, con incertidumbres en cuanto a la dinámica atmosférica y las consecuencias
hidrológicas de una atmósfera más húmeda. Por ejemplo, si
bien tanto a gran escala como a escala turbulenta el transporte de vH2O es hacia arriba —lo que provoca incrementos de
la humedad específica en niveles altos y, según estos autores,
también de RH en la mayoría de los niveles— esos mismos
movimientos concentran vH2O horizontalmente, inducen la
precipitación y por tanto la disminución de la humedad troposférica, de suerte que no es suficiente la ecuación de Clausius-Clapeyron para explicar la concentración de humedad,
pues intervienen aspectos radiativos y dinámicos, mecanismos que habían detallado ampliamente Held y Soden (2000),
llegando a conclusiones similares.
Para cerrar esta sección, hay que considerar que las emisiones de CH4 por sí solas causan un forzamiento radiativo de
84
0.97 (0.74 a 1.20) Wm-2. Esto es mucho más que el forzamiento
base estimado en 0.48 (0.38 a 0.58) Wm-2 en el Cuarto Informe
de Evaluación del IPCC, AR4 (Trenberth, 2007). La diferencia
en las estimaciones se debe a los cambios en la concentración
de O3 y vH2O estratosférico debido a las emisiones y otras
afectaciones indirectas al CH4.
La retroalimentación neta del efecto combinado de cambios en el vH2O, y diferencias entre calentamientos superficial
y atmosférico muy probablemente positivos, inducen una amplificación el cambio climático. La retroalimentación radiativa
debida a todos los tipos combinados de nubes es probablemente positiva. La incertidumbre en el signo y magnitud de la
retroalimentación de las nubes se debe a la incertidumbre en el
impacto de las nubes bajas en el calentamiento.
Las cifras más relevantes de lo compilado en esta sección
se muestran en la tabla 3. Recientemente, en un ejercicio de
cuadriplicar el contenido de CO2, (Nanerjee et al., 2019), mediante varios modelos incluidos en CMIP5, encontraron que
el efecto principal de la retroalimentación del vH2O de la estratosfera tiene su máximo en las latitudes medias y no en los
trópicos, del orden de 0.12 a 0.17 Wm-2 K-1, de modo que la
perturbación de la estratosfera hacia la troposfera es de 0.87+
0.27 Wm-2.
85
Tabla 3. Cifras importantes de la retroalimentación del vH2O
Descripción
Valor
Fuente
7% K-1
Hartmann (2016)
0.3 Wm-2K-1
Dessler (2013)
13.4 ± 1.0 Wm-2K-1
Marsden y Valero (2004)
Incremento de la presión de vapor de
saturación o de la humedad específica
de saturación
Retroalimentación del vH2O
Cambio en el flujo infrarrojo ascendente absorbido por el vH2O a medida que
aumenta la temperatura de la superficie
del mar, SST (mediciones puntuales en
condiciones convectivas)
Ídem, condiciones estables
9.7 ± 0.3 Wm-2K-1
Marsden y Valero (2004)
Ídem para SST < 298K
5 Wm-2K-1
Marsden y Valero (2004)
Ídem para SST > 298K
10 Wm-2K-1
Marsden y Valero (2004)
-0.9 a -3.2Wm-2
Gettelman y Fu (2008)
10 a 20% K-1
Gettelman y Fu (2008)
Decremento en la emisión de onda larga
saliente por cada 10 % de incremento en
humedad específica atmosférica
Aumentos del contenido de vH2O en la
troposfera superior por calentamientos
superficial (observaciones)
Ídem, teóricos a 300K
Cambio en la RH a 215 hPa
Cambios en la temperatura de la troposfera superior según varios modelos
Variación del agua precipitable con la
temperatura
Variación de la precipitación o de la evaporación con la temperatura
Variación de la RH cerca de la superficie
con la temperatura
Magnitud del mecanismo de retroalimentación de vH2O a partir de 28 modelos
6% K-1
Clausius-Clapeyron
-4.0 y -8.4pp K-1
Minschwaner y Dessler (2004).
10 a 20% K-1
Price (2000)
7 a 9% K-1
Schneider et al. (2010)
2 a 3% K-1
Schneider et al. (2010)
Un punto porcentual K-1
1.5 ± 0.5Wm-2K-1
(incertidumbre de
dos desviaciones
estándar)
Schneider et al. (2010)
Proyecto CMIP5, Hartmann
(2016)
3.4 Retroalimentación de las nubes
Un aspecto que sólo será bosquejado en esta revisión, es el del
efecto de la retroalimentación del vH2O en el ciclo hidrológico,
particularmente en las nubes. El trabajo de Adem (1967) es
seminal en la materia. Postuló que hay una relación lineal entre
la RH promedio de la troposfera y la cubierta nubosa global,
86
mientras que la humedad específica depende de la cubierta nubosa y la temperatura, de modo que el contenido de vH2O, es
decir el agua precipitable, puede derivarse de la temperatura
promedio de la capa atmosférica y la cubierta nubosa. En los
albores de la meteorología satelital, cuando se empezaban a
derivar datos relativamente confiables de nubosidad, el mismo
autor propuso la integración de estos procedimientos para estimar el balance hídrico atmosférico (Adem, 1968). A partir de
lo anterior, y bajo la hipótesis de la RH invariante, Garduño y
Adem (1993) encontraron una correlación negativa entre los
incrementos térmicos y la cubierta nubosa.
Hace más de dos décadas, usando el modelo GFDL, Hall y
Manabe (2000) encontraron que la retroalimentación del vH2O
sin otro forzamiento adicional, produce un 44% de la variabilidad promedio global de la precipitación.
87
4. tendencias y escenarios futuros
El IPCC fue explícito en el AR4 (Trenberth et al., 2007) respecto a las tendencias de la humedad atmosférica documentadas
hasta esas fechas. Confirmó el incremento de 7% de humedad
específica por cada K de calentamiento en la troposfera, lo que
es de importancia dado que para los sistemas meteorológicos
la convergencia o el incremento de vH2O significan precipitaciones más intensas, pero con una distribución o frecuencia
reducidas que pueden resultar en una cantidad de precipitación
poco cambiante. Remarca que la incertidumbre en las bases de
datos de radiosondas y de satélites es tal que no se puede ser
concluyente en los cambios de la humedad de largo periodo: la
ventaja de las radiosondas por haber iniciado desde la década
de 1940, se pierde por su alta incertidumbre, sobre todo en
altura, y la conveniencia de la amplia cobertura de los datos satelitales tiene la desventaja de representar series relativamente
cortas. Datos un poco más completos existen para áreas oceánicas, donde la temperatura del punto de rocío se incluye como
parte de la base de datos ICOADS desde antes de la década
de 1950. Para las fechas del AR4 los análisis más confiables
eran para niveles de 500hPa hacia abajo, donde se encontró un
incremento del contenido de vH2O de 5.7% K-1 sobre océano. Sobre continente la tasa de aumento es ligeramente menor
(4.3pp K-1), lo que sugiere una reducción modesta en RH a
medida que aumentan las temperaturas, como se esperaba en
regiones con agua limitada. Las tendencias globales de la RH
cerca de la superficie son muy pequeñas. La humedad específica sigue las tendencias de temperatura en superficie con un au88
mento promedio global de 0.06g kg– 1 por década (1976-2004).
El aumento de la humedad específica corresponde a aproximadamente a 4.9% K-1 en todo el mundo sobre el océano.
Si bien la concentración de vH2O superficial es cuantificada a través de la presión de vapor o la temperatura del punto de
rocío o la RH, y mediante relaciones físicas es posible convertir
una magnitud en otra, pero el reporte alerta sobre que las conversiones son exactas sólo para valores instantáneos, puesto
que como las relaciones no son lineales los errores se propagan a medida que se promedian los datos en períodos diarios,
mensuales, etcétera.
A partir de varias fuentes, el reporte glosa que la columna de vH2O sobre los océanos tropicales aumentó entre 1 y
2mm durante eventos de El Niño de 1982-1983, 1986-1987
y 1997–1998, y disminuyó en menor magnitud en respuesta
al enfriamiento global después de la erupción del volcán Pinatubo en 1991, pero la tendencia lineal basada en los datos
mensuales sobre los océanos fue del 1.2 % por década (0.40 ±
0.09 mm por década) de 1988 a 2004. Dados los incrementos
observados de temperaturas de la superficie del mar, durante el
siglo XX el contenido de vH2O se incrementó un 5%, del cual
un 4% ha ocurrido a partir de 1970.
En cuanto a la troposfera superior, el AR4 afirma que los
datos disponibles no indicaban (hasta entonces) una tendencia
detectable de la RH, pero sí aumentos globales en la humedad
específica durante las dos décadas previas, que son consecuentes con los aumentos observados en las temperaturas troposféricas y la invariancia en la RH.
En cambio, Sherwood et al. (2010 a y b), a partir de modelos incluidos en el CMIP3, encontraron tendencias ligeras de
la RH en la troposfera, las cuales eran proporcionales al gradiente vertical o latitudinal de la propia RH. En la tropopausa
89
extratropical fueron de aproximadamente 2pp o más por cada
K de calentamiento, sin exceder 18pp K-1. Esas tendencias, según Chung et al. (2014), usando los resultados del proyecto
CMIP5, sólo pueden ser atribuidas a perturbaciones climáticas
antrópicas.
Por su parte, la humectación de la estratosfera se tiene documentada a partir de la década de 1980, y mejor aún desde
1990, pero no es posible atribuirla claramente al cambio climático antrópico, pues puede haber otras causas, ninguna de
ellas única. Por ejemplo, la oxidación del CH4 es una fuente
importante de agua en la estratosfera, y ha ido aumentando a
lo largo del período industrial, pero la tendencia estratosférica
notada en el vH2O es demasiado grande para atribuirla sólo a
este fenómeno; también contribuye la aviación que añade una
pequeña pero potencialmente significativa cantidad de vH2O
directamente a la estratosfera, y hay otras fuentes más que para
la fecha del reporte estaban todavía en investigación, sobre
todo porque a partir de 1996 se detuvo ese aumento.
Según Soden et al. (2005) desde mediados de la década de
1970 a partir de radiosondas se han demostrado tendencias a
la humectación en la baja troposfera, y a partir de la siguiente década sobre los océanos mediante satélites, no obstante la
existencia de la red internacional de estaciones de radiosondeo con fines meteorológicos desde hace más de medio siglo,
los cambios en la instrumentación y la calibración deficiente
de los sensores no permiten detectar tendencias del vH2O en
la troposfera superior. Por lo anterior, estos autores recurrieron a observaciones del High Resolution Radiometer Sounder
(HIRS). Encontraron archivos desde 1979, globales y coherentes en el tiempo, de mediciones de radiancia en la banda
de absorción del vH2O de 6.3µm y en el canal centrado en 6.7
µm (canal 12), bandas sensibles al agua precipitable sobre una
90
capa de la troposfera que va de 500 a 200hPa. Las mediciones
con este canal comparadas con modelos de circulación general
son congruentes y muestran que en el periodo 1979-2004 el
cambio en la RH promedio global es pequeño.
La humectación de la media y alta troposfera como consecuencias del calentamiento decadal, también se ha demostrado
a partir de datos de reanálisis (Dessler y Davis, 2010).
Cess (2005) modeló la RH para 16 niveles de presión, desde 1000 hasta 0hPa, para 120 años (1870-1989) y encontró que
las desviaciones estándar de la RH en distintos niveles son tan
bajas que sugieren que dicha variable se mantiene casi constante. No obstante, debe tomarse en cuenta que se trata de
simulaciones y no de observaciones.
En su siguiente reporte, el Quinto Informe de Evaluación
(AR5), el IPCC consignó (Hartmann et al., 2013), a partir de
diversas fuentes de reanálisis (HadiSDH, HadCRUH, Dai y
ERA-Interim), tendencias globales en la humedad atmosférica superficial de aproximadamente 0.3g kg-1 por década, y en
el hemisferio norte de hasta 0.5g kg-1. Para el periodo 19762003 esas tendencias sobre los continentes son superiores a
0.1% por década en promedio de tres fuentes (HadiSDH, HadCRUH y Dai) y de 0.079% por década sobre océano (NOCS,
HadCRUH y Dai). Para el agua precipitable de la troposfera
son de 0.8kgm-2 por década entre 1990 y 2010, a partir de datos
satelitales, de radiosondas y de GPS, tendencias que son consistentes con el aumento observado en la temperatura atmosférica y la relación de Clausius-Clapeyron (alrededor del 7%
K-1). Para entonces no se habían detectado tendencias importantes en la RH troposférica a grandes escalas espaciales, con
excepción de disminuciones en el aire cercano a la superficie
sobre continente. El AR5 no se pronunció en cuanto a la humedad estratosférica, pero en cambio, en el capítulo 8 del do91
cumento extenso, se muestra que el forzamiento radiativo del
vH2O estratosférico pasó de 1.0 a 3.0Wm-2 entre 1960 y 2010
(Myhre, 2013).
Hasta el Cuarto Reporte de Evaluación del IPCC (AR4)
los cálculos de forzamiento radiativo no incluían el forzamiento negativo resultante del incremento de vH2O en la estratosfera, que el AR5 (Stocker et al., 2013) incorpora pero no resulta
significativo en la formulación de escenarios futuros de cambio
climático. Otra consideración a incluir, es que los incrementos de CO2 reducen la transpiración vegetal global, y por tanto
disminuye la humedad, pero sin estimaciones claras hasta ese
momento. En cambio, el AR5 es concluyente en cuanto a que
el efecto de la retroalimentación por nubes es positivo, con
cierta incertidumbre atribuible a las nubes bajas.
En suma, desde la década de 1980 el contenido de vH2O en
la atmósfera se ha incrementado sobre continentes y océanos
así como en la alta troposfera. Ese incremento es consistente
con el contenido de vapor entrante que induce el calentamiento troposférico. La humedad específica superficial se ha incrementado de manera general desde 1976 en estrecha asociación
con las altas temperaturas sobre océanos y continentes. El total
de vH2O en la columna atmosférica —es decir, el agua precipitable—se ha incrementado sobre un 1.2+0.3 % por década
(confianza del 95%) de 1988 a 2004. Los cambios regionales
observados son consistentes en trayectoria y cantidad con los
cambios en temperatura superficial del océano y la suposición
de una cuasi-constante RH y el consecuente incremento de la
razón de mezcla (figura 15).
92
Figura 15. Tendencias lineales de agua precipitable o contenido
de vapor atmosférico, en % (década)-1, para el periodo 1988-2004
(Trenberth et al., 2007)
El vH2O en la alta troposfera también se está incrementando. Debido a dificultades instrumentales, es difícil evaluar cambios en el vH2O en un periodo largo. Los incrementos en la
concentración del vH2O en la baja atmósfera y en la troposfera
superior, están teniendo consecuencias en el balance radiativo
y la sensibilidad del clima, y tendrá efectos potenciales en la
generación de O3. Además, en el orden de décadas, los incrementos de vH2O en la estratosfera la enfrían, pero calientan
a la troposfera. Sin embargo, los datos disponibles muestran
evidencia de incrementos globales como se ve en las figuras 16,
17 y 18. También a nivel regional se detectan esas tendencias,
como por ejemplo en el estudio de Makama y Lim (2017) para
la península de Malasia.
93
Figura 16. Series de tiempo de las anomalías mensuales de agua
precipitable (%) sobre los océanos con su tendencia lineal
(arriba; 1.2% por década), y para la temperatura en °C (abajo; 0.17°C por
década); ambas a partir de imágenes de satélite (Trenberth et al., 2007).
94
Figura 17. Aumento (azul) y disminución (rojo) de la humedad
atmosférica cerca de la superficie (desde 01 Hou, después de 00 New).
Todos los valores son cambios relativos a la media del periodo 1975
a 1995. Las zonas sombreadas en azul muestran un aumento significativo
y las zonas rojas una disminución. Esta última, observada sobre
Groenlandia, el NE de Canadá y New Foundland está asociada al actual
aumento del índice de la Oscilación del Atlántico Norte.
Figura 18. Tendencias (10-1 g kg-1 década-1) de la humedad específica a
850 hPa, de 1980 a 2005 (García-Martínez, 2020). Con permiso de la
autora y de la Universidad dwe Edimburgo, Escocia.
95
El incremento de vH2O en décadas recientes a mitad de
la atmósfera, al ser una fuente primaria de radicales OH- impacta un gran número de procesos químicos. De imágenes de
satélite se ha podido inducir que hay una oscilación semianual
del vH2O en la mesosfera; a 75km de altitud el máximo ocurre
alrededor de los equinoccios.
En su Quinto Informe de Evaluación, el IPCC (Stocker et
al., 2013) concluye sobre las tendencias del vH2O:
• Es muy probable que la humedad específica cerca de
la superficie y en la troposfera haya aumentado de manera global desde los años 1970; pero recientemente la
humedad específica cercana a la superficie ha tendido a
disminuir (p. 40). De 1980 a 2010 se nota una tendencia,
a partir de cuatro bases de datos, al incremento en la
humedad específica de aproximadamente 0.4 gkg-1 (Fig.
TS1, pg.38).
• Es muy probable que la humedad específica troposférica se haya incrementado en las cuatro décadas posteriores a 1970, lo que implica un aumento de 3.5% en el
contenido de vapor en la estratosfera, consistente con
un aumento de 0.5 K de temperatura global en el mismo
periodo, y que la RH se haya mantenido prácticamente
invariante (p. 42).
• Hay una confianza media en que los cambios observados en la humedad específica cercana a la superficie desde 1973 contengan una componente antropogénica. La
huella antropogénica del vH2O simulada por ensambles
de modelos climáticos se ha detectado en la humedad
de la baja troposfera a partir de datos del Special Sensor Microwave/Imager (SSM/I) 1988-2006 (p. 72). Una
contribución antropogénica al incremento de la humedad específica troposférica tiene una confianza media.
96
La tendencia del aumento del vH2O en la baja troposfera debida al calentamiento reciente ha sido de 7% K-1
(p. 44).
• En un clima más caliente, el incremento en la humedad atmosférica intensifica la variabilidad temporal de la
precipitación si la circulación atmosférica permanece sin
cambios. Esto aplica a la variabilidad de la precipitación
inducida por el ENSO pero la posibilidad de cambios
en teleconexiones del ENSO complica esta conclusión
general, y la convierten en regional (p. 91).
Desde luego, como lo plantean Müller et al. (2016), es
muy importante que se tengan mediciones de largo periodo de
vH2O en la alta troposfera y en la baja estratosfera con cobertura global, dado el papel que juega en el estudio del cambio
climático antropogénico.
Hurst et al. (2011) analizaron tendencias entre 1980 y 2010
en mediciones de vH2O estratosférico mediante globos sonda
sobre Boulder, Colorado. Las tendencias encontradas las separan en cuatro periodos y en cinco capas de 2km de espesor,
entre 16 y 26km de altura. El vH2O estratosférico aumentó en
un promedio de 1.0 ± 0.2ppmv (27 ± 6%) durante 1980-2010;
durante el período 1 (1980-1989) la tendencia fue positiva y se
debilitó con la altura: de 0.44 ± 0.13ppmv a 16–18km a 0.07 ±
0.07ppmv a 24–26km. Para el período 2 (1990-2000) su promedio fue de 0.57 ± 0.25ppmv y disminuyó para el período 3
(2001-2005) a 0.35 ± 0.04ppmv, luego aumentó nuevamente
durante el período 4 (2006-2010) para alcanzar un promedio
de 0.49 ± 0.17ppmv.
La tabla 4 resume un conjunto de trabajos sobre tendencias de la humedad atmosférica superficial en años recientes.
Lo encontrado por diversos autores discrepa de lugar a lugar,
pero recuérdese que no todas las bases usadas tienen la misma
97
representatividad temporal ni espacial, ni la calidad de datos
requerida para llegar a conclusiones sólidas; lo mismo se puede decir de lo mostrado en la tabla 5 para algunos niveles específicos de la atmósfera libre. En cambio, para la atmósfera
integrada se enlistan en la tabla 6 algunas tendencias, principalmente del agua precipitable, con un mayoritario consenso
al incremento.
98
Tabla 4. Sumario de algunos estudios de tendencias en la humedad
atmosférica superficial, aumentado a partir del trabajo
de Willett et al. (2008).
D: década; RH; humedad relativa; q: humedad específica; Td: temperatura de punto de rocío; e, presión de vapor.
Referencia
Zhai y Eskridge (1996)
Schönwiese y Rapp (1997)
Región
Periodo
Tendencias y variables
Estados Unidos
1958-1990
Análisis de homogeneidad
Europa (35°–72°N,
15°W–50°E)
1961–90 (sin análisis de
homogeneidad)
Presión de vapor
Gaffen y Ross (1999)
Estados Unidos
1961–95
a) Humedad significativa (q, e y Td) en la
mayoría de las regiones / estaciones.
b) Algo de RH, por la noche, durante el
invierno, pero sin importancia ni consistencia
espacial.
Robinson (2000)
Estados Unidos
1951–92
Punto de rocío (Td) en la mayoría de las
regiones / estaciones.
China
1954–96
(sin pruebas de control
de calidad)
a) Humedad significativa (e) en la mayoría de
las regiones / estaciones.
b) Se encontraron tendencias significativas de
RH de cualquier signo.
Global (sólo continentes)
1975–95 (sin análisis de
homogeneidad)
La humedad nominalmente significativa (e)
está muy extendida con parches de secado.
Wang y Gaffen (2001)
China
1951–94
a) Humedad significativa (e) en la mayoría de
las regiones / estaciones.
b) Se encontraron tendencias significativas de
RH de cualquier signo.
Vincent et al (2002)
Canadá
1953–2005
a) Humedad significativa (q, Td) especialmente por la noche.
b) RH más baja en invierno y primavera.
Van Wijngaarden (2005)
Canadá
1953–2003
Tendencias significativas de RH encontradas
de cualquier signo.
Global (sólo océanos)
1901–2001
Humedad en Td
Global (sólo océanos)
1800–2005 (sin análisis
de homogeneidad)
Sin tendencias analizadas
1975–2005 (sin análisis
de homogeneidad)
Humedad específica:
0.06 g kg-1 D-1
RH:
0.09 pp D-1
Kaiser (2000)
New et al. (2000)
Ishii et al. (2005)
Worley et al. (2005)
Dai (2006)
a) Continentes; b) océanos
99
Vincent et al. (2007)
Canadá
1953-2005
Jaswal y Koppar (2011)
India
1969-2007
Hartmann et al. (2013)
Continentes; b) océanos
1973-2012
Byrne y O’Gorman (2018)
Continentes; b) océanos
1979-2016
Humedad específica:
0.04 g kg-1 D-1
RH:
-0.12 % D-1
Humedad específica:
0.2 g kg-1 D-1
RH:
0.85 pp D-1
0.091+ 0.023 pp D-1
0.090 + 0.033 pp D-1
Humedad específica:
a) 0.08+0.04 g kg-1 D-1;
b) 0.11+0.03 g kg-1 D-1
Tabla 5. Tendencias en la humedad en la atmósfera libre.
D: década; RH; humedad relativa; q: humedad específica; Td: temperatura de punto de rocío.
Referencia
Instrumentos
Región
Periodo
Tendencias
Peixoto y Oort (1996)
Radiosondas
Global, 1000, 850,
700, 500 y 300 hPa
1973-1988
Algunas positivas y otras negativas sin rebasar
el 2% D-1, excepto:
-2.6% D-1 (1979-1988, 500hPa, 15°S a 60°S);
5.6% D-1 (1974-1983, 300hPa, 15°S a 60°S),
-11.3% D-1 (1984-1988, 300hPa, 15°S a 60°S)
Oltmans et al. (2000)
Radiosondas
Sobre Washington,
D.C. y Boulder,
Colorado
1974-2000
Humedad específica entre 16 y 28 km de
altitud 10 a 15 % D-1
Satélite
RH en la alta troposfera, global
1980-2000
Positivas en los trópicos; negativas en los
subtrópicos y latitudes medias del hemisferio
sur; mixtas en subtrópicos y latitudes medias
del hemisferio norte
Radiosondas
Boulder, Colorado
1981-2006 y
1992-2005
Humedad específica entre 14 y 25 km de altitud: 3 a 7 % D-1 y -2ª 1 punto porcentual D-1,
respectivamente a cada periodo
McCarthy et al. (2009)
Reanálisis
q global
1979-2009
1 a 5 % D-1
Dessler y Davis (2010)
Reanálisis
q global a 300 hPa
en los trópicos
1979-2009
-0.03 a 0 g kg-1 D-1
Baruch-Vera (2018)
Radiosondas
q, México (tres
estaciones)
1981-2017
500 hPa: 0.07 g kg-1 D-1; 300 hPa: 0.03 g kg-1
D-1; 200 hPa: 0.03 g kg-1 D-1
NOAA, 20206
Radiosondas
Concentración de
vapor sobre Boulder, Colorado
1980-2020
0.5 µmol mol-1 entre 16 a 28 km de altura
Bates y Jackson (2001)
Scherer et al. (2007)
6. https://www.esrl.noaa.gov/gmd/ozwv/wvap/index.html, consultado el 30 de septiembre 2020
100
Tabla 6. Tendencias en la columna de agua precipitable total, precipitación y evaporación oceánicas,
modificada a partir de Sherwood et al. (2010 a y b).
Referencia
Instrumentos
Ross y Elliot (1996)
Radiosondas
Ross y Elliot (2001)
200 estaciones de radiosondeo
Periodo
Cambio por década
1973-1993
3 a 4% en el contenido de
vH2O
Hemisferio Norte, sup a 500 hPa
1973-1995
Positivas, excepto sobre
Europa
Trenberth et al. (2005)
Generador de imágenes de microon- Agua precipitable
das con sensor especial, SSMI
(PW) global
1987–2004
0.40 ± 0.09mm (1.3 ± 0.3%)
Vonder Haar et al. (2005)
Reanálisis del proyecto de vH2O de
la NASA
PW global
1988–1999
−0.29mm
Kassomenos y McGregor
(2006)
Radiosondas
Grecia
1974-200
a) 0.23mm (a 850hPa)
b) 0.35mm (a 700hPa)
c) 0.27mm (a 500hPa)
Satélite (Special Sensor Microwave
Imager, SSM/I)
Global
1988-2005
0.41mm
Varios estudios
Océanos globales
1988-2005
1.2 %
Radiómetro de microondas TOPEX
PW global
1992–2005
0.9 ± 0.06mm
SSMI
PW, precipitación
y evaporación
tropicales
1987–2006
a) 0.35 ± 0.11mm (1.2 ±
0.4%)
b) 1.4 ± 0.5%
c) 1.2 ± 0.4%
Experimento de monitoreo global
del ozono y espectrómetro de absorción de imágenes de barrido para
cartografía atmosférica
PW global
1996–2002
0.39 ± 0.15mm (1.9 ± 0.7%)
Radiosondas
PW hemisferio
norte
1973–2006
0.37mm
Liepert y Previdi (2009)
Flujos de calor aire-mar analizados
objetivamente y parámetros y flujos
de la atmósfera oceánica a partir de
datos satelitales versión 3
Evaporación
global
1987–2004
a) 1.7 ± 0.9 %
b) 4.7 ± 3.6 %
Hurst et al. (2011)
Radiosondas en Boulder, Colorado
vH2O estratosférico
1980-2010
1.0 ± 0.2%v (27 ± 6%), pero
detallan en 3 subperiodos
Serreze et al. (2012)
Radiosondas en 9 estaciones en el
Ártico cerca de 60°N
PW superficie a
500hPa
1979-2010
0.1 a 3.5mm
Radiosondas
China continental
1995-2012
-2.0 a -3.4mm
Santera et al. (2007)
AR4 (Trenberth et al., 2007)
Brown et al. (2007)
Wentz (2007)
Mieruch et al. (2008)
Durre et al. (2009)
Wang et al (2017)
Región
Norte América,
superficie a 500
hPa
101
Como ya se dijo, en varios casos la información sobre la
humedad de la alta troposfera no es del todo precisa para los
estudios climáticos, pero sí ilustrativa de tendencias generales.
Para México, está el antecedente de dos climatologías de la humedad atmosférica: Jáuregui (1986 a) y Davydova-Belitskaya y
Skiba (1999), pero en la tabla 7 se muestran las tendencias en
un sitio costero en el Golfo de México (Veracruz), en el centro
del país (Ciudad de México, CDMX), y en la frontera norte con
los Estados Unidos (Tucson), para el periodo 1977-2015.
Tabla 7. Tendencias en humedad específica y en la columna de agua
precipitable total, para México, 1977-2015 Castro-Díaz et al. (2020).
Tucson, USA
(en la frontera
con México)
Veracruz
Ciudad de
México
Latitud N
19.15
19.43
32.23
Longitud W
Elevación (msnm)
Tendencia de razón de mezcla a 500 hPa, (g kg-1 D-1)+
Tendencia de razón de mezcla a 300 hPa, (g kg-1 D-1)
Tendencia de razón de mezcla a 200 hPa, (g kg-1 D-1)
Tendencia del agua precipitable (mm D-1)
Tendencia del agua precipitable (% D-1)
96.11
13
0.03
0.01
0.03
0.11
0.7
99.13
2231
0.11
0.03
0.03
0.22
0.5
110.96
751
s/d
-0.01
-0.005
0.15
0.9
+D: década
4.1 Tendencias en las urbes
En el campo de la climatología urbana, la atención que ha recibido la humedad atmosférica es mucho menor que la temperatura. Esto se debe a que distintos estudios suelen recurrir
a distintas variables de humedad (relativa, específica, absoluta,
temperatura virtual, etc.), lo que dificulta las comparaciones
para llegar a conclusiones más o menos generales. Los cambios
de fase del agua también dificultan los análisis de los efectos
de la urbanización en el clima higrotérmico, por lo que todavía
no se tiene conciencia de la importancia de la humedad en el
clima urbano, no obstante sus implicaciones en el confort y
102
salud humana y vegetal (Wang et al., 2021 y Oke et al., 2017,
por ejemplo).
La urbanización afecta los campos de humedad atmosférica superficial, como se ha venido estudiando desde la última
mitad del siglo pasado (Kratzer, 1956). Chandler (1967) afirmaba que el déficit de RH de la ciudad respecto del entorno
tenía un máximo en el verano por las noches, coincidiendo con
la máxima intensidad de la isla urbana de calor, pero que los
valores menores de humedad absoluta en la ciudad ocurrían
en las tardes del verano, en coincidencia con la isla de frío de
la ciudad. Más recientemente Oke et al. (2017) sostienen que
el ambiente urbano se asemeja a un desierto, con una aridez
inducida por las edificaciones y coberturas pavimentadas de las
avenidas, pero a la vez en la ciudad hay inyección de humedad
a la atmósfera por irrigación artificial y otro tipo de emisiones
de agua, de modo que en general hay un déficit de humedad
del entorno urbano respecto de los alrededores en el periodo
diurno y un exceso en la noche; desde luego en cuanto a la RH
—que es inversa a la temperatura ambiente— la isla urbana de
calor provoca una disminución de la RH.
No obstante, la mayoría de la literatura reporta un exceso
de humedad en la urbe respecto al medio rural circundante. La
tabla 8 muestra algunas referencias al respecto. Se debe remarcar que los comportamientos no son ni remotamente uniformes en los sitios seleccionados, por cierto ninguno del hemisferio sur. Por lo demás, la explicación de esos comportamientos tan dispares queda fuera de los propósitos de esta revisión.
103
Tabla 8. Ejemplos de excesos de humedad urbano-rural en varios sitios del mundo
Referencia
Ubicación
Kopec (1973)
Chapel Hill, North
Carolina, USA
35.9 N, 79.05 W, 148 m
1971
Hage (1975)
Edmonton, Canadá
53.6 N, 113.5 W, 645 m
1961-1973
Delhi, India
28.6 N, 72.2.5 E, 239 m
1978
+ 10% periodo frío (febrero)
Ciudad de México
19.5 N, 99.1 W, 2450 m
1969
+ 10pp RH (nocturno); +1g kg-1
(enero), -1g kg-1 (julio),
Ibadan, Nigeria
7.4 N, 3.9 E, 230 m
1981
-7 pp RH
Chicago
41.84 N, 87.7 W, 182 m
1963-1970
Abril-septiembre: -0.08 (mañanas) a 0.43 hPa (tarde)
Adebayo Y. R. (1987)
Ibadan, Nigeria
7.4 N, 3.9 E, 230 m
1961-1980
-2 pp (9 am) a -10 pp (3 pm)
Tapper (1990)
Christchurch,
Nueva Zelanda
43.5 S, 172.63 E, 20 m
Invierno de
1978
1 g kg-1 (superficie) a 0.15 at 75
m, y 0 a 200 m
Adebayo Y. R. (1991)
Ibadan, Nigeria
7.4 N, 3.9 E, 230 m
1985-1986,
1- 5 hPa (9 am) a 3-7 hPa (3 pm)
diurna
Shangai
31.2 N, 121.5 E, 11 m
1961-1970
+1 hPa, junio y julio
+ 1 hPa (diurno septiembre-febrero)
-1 hPa (diurno febrero-septiembre)
Padmanabhamurty (1979),
Padmanabhamurty (1986)
Jáuregui (1986 b)
Oguntoyinbo (1986)
Ackerman (1987)
Shu Djen (1986)
Unkasevic (1996),
Unkasevic et al. (2001)
Jauregui y Tejeda (1997)
Unger (1999)
Periodo
Exceso urbano
de humedad
+1hPa (nocturno), - 1 hPa
(diurno)
Zona urbana
Belgrado
44.8 N, 28.5 E, 117 m
1976-1980
Ciudad de México
19.5 N, 99.1 W, 2450 m
Junio 12 a 18,
1993
Szeged, Hungría
46.7 N, 19 E, 79 m
1978-1980
Pune, India
30.1N, 31.3 E, 560 m
1988-1990,
1994
Abril 1987
Dorighello (2002)
Brasil
23.5 S, 46.5 W, 760 m
1961-1997
Bulut et al. (2008)
Erzurum, Turquía
39.9 N, 41.3 E, 1850 m
Kuttler et al. (2007)
Krefeld, Alemania
51.33 N, 6.51 E, 39 m
2003-2004
Nov. 2001 a
Oct. 2002
Cuadrat et al. (2015)
Zaragoza, España
41.63 N, 0.86 W,
280 m
Boston, Estados
Unidos
42.3 N, 71.1 W, 146 m
Holmer y Eliasson (1999)
Doesthali (2000)
Wang et al. (2017)
Göteborg, Suecia
57.7 N, 11.97 E, 12 m
Demicran y Toy. (2019)
Erzurum, Turquía
39.9 N, 41.3 E, 1850 m
Langendjik et al. (2019)
Berlín, Alemania
52.5N 13.3 E, 34 m
Nanjing, China
32 N, 118 E, 20 m
Área metropolitana
Beijing-Tianjin-Hebei
39.1 N 117.2 E, 320 m
Yang et al. (2020)
Li et al. (2001)
104
2011-2012
2011
2002-2004,
2014-2016
2070-2099 vs
1971-2000
2016
1961-2014
(133 estaciones meteroló-gicas)
To – 10% noches de verano
0.8 (1 am) a -0.2 (3 am, tiempo
local), g kg-1
0.9 (enero 7 am) a 5.6 (agosto, 7
pm) hPa
1 (normal) a 7 hPa (noches de
verano)
3 hPa (promedio)
0 (1961) a 10 pp (1997), promedio anual
2.5 pp, promedio
0 (noches de invierno) a -0.5 hPa
(días de verano).
-5 pp en promedio
0 a -7 hPa
-2.5pp, -pp
0.50 a 0.75g kg-1; +pp
0 a -15pp
Tendencias decadales máximas
(primaveras) de -0.237hPa,
-0.151g kg-1, -1.15pp (invierno)
4.2 Escenarios futuros
Mendoza et al. (2021) encontraron que en promedio global
anual, los incrementos en la cubierta nubosa son negativamente proporcionales a los incrementos de la temperatura de la
troposfera media, de modo que 1°C de calentamiento (enfriamiento) implica un decremento (incremento) de 1.5% de nubosidad, si la RH se mantiene invariante. En el caso de que esta
última hipótesis no se cumpla, ese decremento (incremento)
sería del 7.6%.
Como se ha venido mostrando a lo largo de esta revisión,
la consideración de una RH invariante ante variaciones térmicas planetarias es una forma de incluir la retroalimentación del
vH2O y de la nubosidad. Datos de reanálisis de ERA Interim
(Hartmann, 2016, figura 10.4) muestran que entre invierno y
verano los cambios en la RH en un corte latitudinal con la
altura, no van más allá de un 10%, lo que sugiere que la hipótesis de la RH invariante es muy plausible. Mantener la RH o
la densidad del vapor invariantes en un modelo radiativo convectivo ante un incremento de la radiación emitida por el Sol,
por ejemplo, o ante incrementos de CO2, genera resultados
que muestran mayores sensibilidades con la RH constante. La
temperatura superficial, según un modelo de esa naturaleza,
cambiaría en 13K por 10% de la irradiación solar total, mientras que sólo 5K si la densidad de vH2O (o humedad absoluta)
es la invariante; para más de 200ppmv de CO2 si la RH es
constante, el cambio en la temperatura superficial sería de 0.6K
por cada 100ppmv, pero sólo 0.46K si la densidad de vapor es
la constante.
La sensibilidad del clima en equilibrio es una medida de la
respuesta del sistema climático al forzamiento radiativo sostenido. No es una proyección pero se define como el calentamiento superficial global correspondiente a una duplicación
105
del contenido de CO2, que es de alrededor de 2 a 4.5K. Los
cambios en el contenido de vH2O representan el mecanismo
de retroalimentación más importante que afecta la sensibilidad
climática, y que se detalló en el AR4 (Trenberth et al., 2007).
Para Inamdar y Ramanathan (1998), sin importar la región
(océano o continente) o la latitud (trópico o extratrópico), los
datos presentados por ellos no ofrecen ningún apoyo o sugerencia sobre que aumentos en la temperatura promedio global
de la superficie conducirían a una disminución del efecto invernadero de vH2O debido a un efecto de secado de la troposfera
media a superior. Si algún efecto se presenta en la sensibilidad
de escala global derivado del ciclo anual es consistente con la
magnitud de la retroalimentación positiva obtenida por modelos de circulación general.
La respuesta a la mitad de la atmósfera ante un aumento
de la humedad derivado de un posible aumento futuro de CH4
fue examinado por MacKenzie y Harwood (2004) mediante
un modelo de circulación general con interacción de vH2O y
O3. Una parametrización química permite que el vH2O cambie
a partir de un cambio impuesto en el CH4 troposférico. En
el escenario manejado entonces por el IPCC conocido como
SRES B2, la atmósfera media en 2060 se enfría hasta 5K en
relación con 1995, con el aumento de vH2O derivado del CH4
que representa el 10% de ese cambio térmico. El enfriamiento
va acompañado de una circulación general reforzada, tasas de
calentamiento dinámicas intensificadas y una reducción en la
vida promedio del aire de la atmósfera media.
Desde el punto de vista de Ingram (2010), mediante un
modelo sencillo que considera el balance radiativo a detalle, se
confirma lo que se venía diciendo a menudo en aquellos años:
que la sensibilidad climática se duplica por la retroalimentación
del vH2O.
106
Con datos de reanálisis Dessler (2010) exploró las tendencias del vH2O en la troposfera. En cambio, Rose y Rencurrel
(2016) estudiaron los cambios en el agua precipitable, a partir
de incrementos en el CO2 y la absorción de calor en el océano,
simulando planetas acuáticos, mediante una amplia gama de
calentamientos y patrones de humectación, y encontraron que
los incrementos de vH2O pueden ir de 0 a 20% por cada K a
nivel local, y de 3.6 a 11% a nivel global. La técnica descompone estos cambios en contribuciones de la RH, temperatura
de la superficie y el gradiente térmico vertical: la contribución
de la RH resultó muy pequeña, y la modificación del gradiente
térmico vertical fue dependiente en gran medida de la parametrización del calentamiento oceánico.
En el proyecto CMIP5, a partir de 28 modelos, Hartmann
(2016) encontró que la magnitud del mecanismo de retroalimentación de vH2O es de 1.5Wm-2K-1 con una incertidumbre
de +0.5Wm-2K-1 (+ dos desviaciones estándar). De ese mismo
estudio resultó la figura 19, que muestra que los cambios en la
RH para finales de siglo, con una RCP 8.57, sólo serán importantes de la alta troposfera hacia arriba. Como ya se dijo, en
el capítulo 8 del AR5 extenso se muestra que el forzamiento
radiativo del vH2O estratosférico, pasó de 1.0 a 3.0 W m-2 entre
1060 y 2010 (Myhre, 2013).
A través de la intercomparación de 14 modelos acoplados
en el experimento CMIP5, Takahashi et al. (2016) encontraron
que los cambios medios del contenido de vH2O en la troposfera superior tropical entre 300 y 100hPa oscilan entre 12.4
y 28.0% K-1, mientras que en otras latitudes o alturas es de 5
a 8% K-1. En principio, las diferencias entre los modelos en
7. Una RCP (trayectoria de concentración representativa) equivalente a un forzamiento de 8.5Wm-2 hacia finales del siglo; la menos conservadora de las consideradas por el IPCC en el AR5.
107
cuanto al vH2O se originan en las diferencias que asocian los
modelos al cambio en la temperatura, excepto en la zona intertropical de convergencia, donde las discrepancias en la RH
entre los modelos son significativas.
Sherwood et al. (2018) encontraron que el potencial de calentamiento global (GWP) y el forzamiento radiativo (RF) del
vH2O para esas fechas no se había cuantificado formalmente
en la literatura. Dichos autores hicieron una estimación mediante experimentos idealizados llevados a cabo con el modelo
global atmosférico CAM5 a temperaturas oceánicas fijas. El
agua se introduce en forma de vapor a velocidades que coinciden con las emisiones antropogénicas totales (principalmente
del riego), pero omitiendo el enfriamiento evaporativo local
observado en simulaciones del mismo riego. Se encuentra un
GWP de 100 años para vH2O de 10-3 a 5×10-4, y un forzamiento radiativo de 0.1 a 0.05Wm-2. En suma, que el aumento del
efecto invernadero por el vH2O es pequeño porque el vH2O
no puede alcanzar la troposfera superior, y el calentamiento
se ve compensado por aumentos en la reflectancia de la nubosidad baja inducida por la humedad. Estos autores indican
que incluso grandes aumentos en emisiones del vH2O antropogénico tendrían efectos de calentamiento insignificantes en
el clima, pero reconocen que el posible forzamiento negativo
podría merecer más atención.
108
Figura 19. (a) Corte zonal de la climatología de RH según los modelos
del Coupled Model Intercomparion Project 5 (CMIP5, https://esgfnode.llnl.gov/projects/cmip5/), con contornos de 5pp; (b) incremento
esperado para un escenario con RCP 8.5 para 2080-2100 (AR5),
con contornos de 1pp (Stocker et al., 2013).
El AR5 indica que una posible fuente de error en los modelos es la representación pobre del vH2O en la atmósfera
superior. Se ha sugerido que una reducción en el vH2O estratosférico después del año 2000 causó una reducción en la
radiación de onda larga descendente y por lo tanto contribuyó
a un enfriamiento superficial, posiblemente no captado en los
modelos, cambio que fue pequeño y pasajero, pues el vH2O
estratosférico se repuso a partir de 2005 (Stocker et al., 2013).
Respecto a escenarios futuros el mismo IPCC afirma:
109
•
Para el resto del siglo, de manera gruesa y con una confianza media, se espera que la RH permanezca constante, con incrementos de la humedad específica en un
clima en calentamiento. Las diferencias de calentamiento entre océanos y continentes proyectadas generarán
cambios en la humidificación con pequeños decrecimientos de la RH cercana a la superficie sobre la mayoría de los continentes, excepción notable de partes de
África tropical (p. 91).
• Con una RCP 8.5 se espera que la RH disminuya hasta en 10pp para finales del siglo respecto a 1986-2005
sobre continentes, o se incremente hasta en 5pp sobre
océanos. En los océanos la diferencia evaporación menos precipitación podría incrementarse hasta 0.8mm
día-1 en ese mismo periodo (Fig 3., p. 45).
• Sobre las siguientes décadas es muy probable el incremento en la humedad específica cercana a la superficie,
y es probable que se incremente la evaporación en varias
regiones (p. 88).
En resumen el AR5 muestra las variaciones en la RH superficial como en la figura 20.
110
Figura 20. Incrementos esperados de RH superficial para 2081-2100
a partir del promedio anual 1986-2005, con una RCP 8.5,
según el AR5 del IPCC (Stocker et al., 2013).
Según Lu et al. (2020) las anomalías de la temperatura de
la tropopausa tropical determinan variaciones del vH2O de la
estratosfera inferior, lo que se muestra mediante altas correlaciones con datos y modelaciones de 40 años previos, correlaciones que los autores detallan por épocas del año. Es de
resaltarse que mediante la técnica de funciones empíricas ortogonales, encontraron que las variaciones en el vH2O de la
estratosfera inferior están moduladas por la actividad de El Niño-Oscilación del Sur (ENSO) y las variaciones de la temperatura de la superficie del mar (SST) en el Océano Pacífico central, y en tercer término la oscilación estratosférica cuasi-bienal
(QBO). Previamente Kawatani et al. (2014) analizaron casi una
111
década de mediciones de vH2O del Microwave Limb Sounder
del satélite Aura la NASA, junto con simulaciones de modelos
climáticos de última generación para aquel entonces (CMIP5),
y encontraron que las anomalías en el vH2O estratosférico están fuertemente relacionadas con la dinámica de la QBO, en
concreto con las anomalías de la temperatura de la tropopausa
inducidas por dicha oscilación y, en particular para el vH2O de
la estratosfera superior, juegan un papel importante las fluctuaciones del viento vertical también inducidas por la QBO.
Ahora bien, Wang y Huang (2020) se preguntan cuál es
el papel del vH2O estratosférico en el calentamiento global.
Trabajos previos demostraron que el aumento del vH2O estratosférico ejerce un efecto en el flujo radiativo descendente
en la tropopausa, por lo que investigaron si esta perturbación
radiativa puede amplificar sustancialmente el calentamiento de
la superficie, y la respuesta que encontraron fue negativa. El
calentamiento de la superficie atribuido al cambio de vH2O
estratosférico es pequeño. El aumento del vH2O estratosférico
provoca una disminución de las nubes altas y un aumento de
la temperatura de la troposfera superior, que compensa más
de la mitad de la perturbación radiativa inducida por el vH2O
estratosférico.
Por su parte, Xia et al. (2020) estudiaron los cambios de
vH2O estratosférico bajo condiciones de calentamiento por
efecto invernadero, utilizando las simulaciones de modelos de
última generación incluidos en el CMIP6 del World Climate
Research Programme. Sus resultados muestran que la tasa de
humectación estratosférica y la retroalimentación radiativa del
vH2O estratosférico aumentan con el calentamiento climático
para todos los modelos. Además, estos aumentos son causados
por una tasa amplificada de calentamiento de la tropopausa
con respecto al calentamiento de la superficie. La retroalimen112
tación del incremento del vH2O estratosférico puede contribuir a acelerar el calentamiento global futuro. La humectación
se produce a una tasa de 0.9 ± 0.1 ppmv K−1 y su retroalimentación radiativa medida por el método de calentamiento
dinámico fijo es 0.11 ± 0.02Wm−2K−1 en los primeros 50 años
de simulación; estas cifras aumentan a 1.2 ± 0.2 ppmv K−1 y
0.16 ± 0.03Wm−2K−1, respectivamente, en el segundo periodo
de 50 años de modelación cuando la temperatura promedio
global superficial se incrementa en 3.3K. Se encuentra que estos aumentos son causados por una tasa amplificada de calentamiento de la tropopausa con respecto al calentamiento de la
superficie, que es de 0.6 y 1.1 ppmv K-1 para los dos periodos
de 50 años, respectivamente.
El CMIP6 —que por cierto incorpora la representación
de ciclo biogeoquímicos— en complemento con la fase previa (CMIP5), constituye el soporte de las conclusiones del
AR6WG1 (Arias et al., 2021). Dicho reporte ratifica que es
inequívoco que el aumento de CO2, CH4 y óxido nitroso (N2O)
en la atmósfera durante la era industrial es el resultado de actividades humanas y que la influencia humana es el principal
impulsor de muchos cambios observados en la atmósfera, el
océano, la criosfera y la biosfera. Con respecto al AR5 el calentamiento reportado en el AR6WG1 se incrementó en 0.1°C,
de modo que respecto del promedio entre 1850 y 1900 el calentamiento para la década 2011-2020 es de 1.09°C (0.95°C a
1.20°C). La evidencia paleoclimática actualizada refuerza esta
evaluación. Durante las últimas décadas, los indicadores clave
del sistema climático están cada vez más en niveles no vistos
en siglos o incluso en milenios, y han estado cambiando a un
ritmo sin precedentes en al menos los últimos 2000 años.
El AR6WG1 concluye, con una confianza alta, que el
cambio climático causado por la humanidad ha impulsado
113
cambios detectables en el ciclo hidrológico mundial desde
mediados del siglo XX. También proyecta con un alto nivel
de confianza un aumento en la variabilidad del ciclo hidrológico en la mayoría de las regiones del mundo y en todos los
escenarios de emisiones.
Con una confianza alta, el AR6WG1 sostiene que el ciclo
hidrológico global se ha intensificado y expresado al menos
desde 1980.Por ejemplo, en el aumento de los flujos de humedad atmosférica y la amplificación de los patrones de precipitación menos evaporación, y afirma que es probable que las
precipitaciones sobre los continentes hayan aumentado desde
1950, con un aumento más rápido desde la década de 1980
(confianza media).
El AR6WG1 sostiene que es muy probable que el contenido global de vH2O en la atmósfera haya aumentado desde
la década de 1980, y es probable que la influencia humana ha
contribuido a la humectación de la troposfera superior tropical; la humedad específica cercana a la superficie ha aumentado sobre el océano (probablemente) y el continente (muy
probablemente) desde al menos la década de 1970, y se detecta
que es debido a causas humanas (confianza media). Un mayor
calentamiento sobre continente que sobre el océano altera los
patrones de circulación atmosférica y reduce la RH continental
cercana a la superficie (confianza alta), y es muy probable que
se haya producido una disminución de la RH en gran parte de
la superficie terrestre desde el año 2000.
El AR6WG1 continúa afirmando que un clima más cálido
aumenta el transporte de humedad en los sistemas meteorológicos, lo que intensifica las estaciones y los eventos húmedos
(confianza alta). El aumento del contenido de humedad atmosférica cercana a la superficie de alrededor de 7% K-1 de calentamiento, genera una respuesta similar en la intensificación de
114
fuertes precipitaciones desde escalas de tiempo subdiarias hasta estacionales. En algunas regiones existe una confianza media
en que aumentarán las tasas máximas de lluvia de ciclones tropicales en más de 7% K-1 de calentamiento debido al aumento
de la convergencia de la humedad en los niveles ocasionada
por aumentos en la intensidad de los vientos.
El forzamiento radiativo por gases de efecto invernadero
evaluado durante el período 1750-2019 ha aumentado en 0.59
Wm−2 en comparación con las estimaciones del AR5 para 17502011. Este aumento incluye +0.10 Wm-2 de la reevaluación del
ozono y el vH2O. La retroalimentación del albedo superficial
(criosfera, usos del suelo, etc.), con la retroalimentación combinada vH2O-lapse rate, es positiva, puesto que como la presión
de vapor de saturación es sólo una función de la temperatura.
Si la RH se mantiene aproximadamente constante entonces la
razón de mezcla también es función únicamente de la temperatura, en cuyo caso cuando disminuye el lapse rate, el aire sobre
la superficie se calienta, y estas capas calentadas contendrán
más vH2O; y la retroalimentación vH2O-lapse rate constituye
la contribución individual más grande al calentamiento global
(Hartmann et al., 2013).
115
glosario
Acreción (en Astronomía): cuando un cuerpo, debido a la interacción gravitatoria, atrae e incorpora materia, a veces tras un
proceso que implica que el material gire alrededor del objeto
central y que puede conllevar la formación de un disco.
Acreción (en Física de Nubes): crecimiento de gotitas de
nubes por impacto entre ellas.
Agua precipitable: es la cantidad de agua, por lo general expresada como altura (en mm), que se obtendría si todo el vapor
de agua contenido en una columna específica de la atmósfera,
de sección transversal horizontal unitaria, se condensara y precipitara.
Albedo planetario: fracción reflejada de la radiación visible
incidente sobre el planeta.
Albedo superficial: fracción reflejada de la radiación visible
incidente sobre la superficie del planeta.
Bolómetro (balometer): detector térmico capaz de medir
radiación infrarroja. Cuando está expuesto a una fuente de
radiación electromagnética absorbe una parte de la potencia
incidente y por lo tanto su temperatura aumenta.
Calor latente de evaporación (o de vaporización): cantidad
de calor necesaria para evaporar una masa unitaria de agua líquida.
Calor sensible: energía calorífica que se suministra a un cuerpo u objeto.
Capa de mezcla: referida a la atmósfera (o al océano), es la
capa en la cual se mezclan de manera uniforme los distintos
componentes del aire (del océano), principalmente a causa
116
de la convección térmica y la convección mecánica a nivel
superficial.
Circulación de Brewer-Dobson: postula la existencia de una
lenta corriente en el hemisferio que está en fase invernal y que
redistribuye el aire desde los trópicos a las latitudes medias y
explica por qué el aire tropical contiene menos ozono que el
aire polar.
Clausius-Clapeyron (ecuación de…): expresa la relación
entre la presión parcial de un gas y su temperatura. Es una
ecuación diferencial que no tiene una solución exacta, pero en
un caso particular significa que el vapor de agua en un volumen
de aire en contacto y en equilibrio térmico con una superficie de agua pura (líquida o congelada), alcanzará una presión
máxima, llamada presión de vapor de saturación, que depende
solamente de la temperatura del aire.
Convergencia (divergencia) de humedad: para una región
particular, es la entrada (salida) del valor de flujo neto de humedad, por efectos del viento.
Cubo de Leslie: muestra la diferencia de poder radiante en
función de las características de la superficie. Un detector en
un cubo lleno de agua caliente medirá la diferencia de radiación
térmica emitida desde las distintas superficies del cubo.
Fase T-Tauri: estado evolutivo temprano de una estrella.
Forzamiento radiativo: cambio en el flujo neto de energía
radiativa hacia la superficie de la Tierra medido en el borde superior de la troposfera, ya sea por cambios en la composición
de la atmósfera o cambios en la energía solar incidente sobre
el planeta.
Gradiente adiabático: variación vertical de la temperatura en
la atmósfera obtenida teóricamente al considerar que un volumen de aire asciende adiabáticamente. Si el aire está seco resulta en -9.8K km- 1 y si está saturado de humedad en -6.5K km-1.
117
Higrometría: parte de la física que mide y estudia el nivel de
humedad, especialmente de la atmósfera.
Higrómetro: es un instrumento que funciona en base a sustancias químicas higroscópicas y mide directamente la humedad relativa. Se usa para hacer lecturas directas de humedad
relativa, pero con el avance de los instrumentos digitales su
uso se restringe prácticamente a estaciones meteorológicas de
aficionados. Los dispositivos electrónicos modernos usan la
temperatura de condensación (el punto de rocío), o cambios
en la capacitancia o en la resistencia eléctrica para medir las
diferencias de humedad.
Humedad absoluta: masa de vapor por unidad de volumen
(de aire).
Humedad ambiente o atmosférica: dícese del contenido de
vapor de agua presente en la atmósfera. Se puede caracterizar
de muchas maneras, como la humedad absoluta, específica, relativa, razón de mezcla, entre otros.
Humedad específica: masa de agua por unidad de masa de
aire (seco más vapor).
Humedad relativa: a diferencia de la humedad absoluta o de
la específica no estipula el contenido de vapor de agua por unidad de masa o volumen; simplemente indica el porcentaje de
vapor disuelto en un volumen de aire en razón del vapor necesario para saturarlo. O bien, indica el cociente entre la presión
de vapor y la presión de vapor de saturación.
Lapse rate: gradiente térmico vertical en la atmósfera.
Oscilación cuasibienal: oscilación casi periódica de vientos
ecuatoriales zonales, en la estratosfera tropical, con un periodo
medio entre 28 a 29 meses.
Planetesimal: cuerpo celeste sólido que existió en un estado
primitivo del desarrollo del Sistema Solar.
118
Potencial de calentamiento global: potencial de calentamiento atmosférico producido por un kg de toda sustancia
emitida a la atmósfera, en relación con el efecto producido por
un kg de CO2.
Presión de vapor: presión que ejerce el vapor en una mezcla
de gases. La Ley de Dalton que establece que una mezcla de
gases ejercerá una presión total igual a la suma de las presiones
parciales de cada componente.
Presión de vapor de saturación: ocurre cuando el aire está
totalmente saturado de vapor de agua.
Psicrometría: termodinámica del aire húmedo, que estudia los
intercambios de energía y las conversiones de fase del agua en
la atmósfera.
Psicrómetro: es un higrómetro que para calcular la humedad
se vale de la diferencia de temperaturas entre un termómetro
con el bulbo seco y otro con el bulbo húmedo.
Punto de rocío: la temperatura a la cual el aire debe ser enfriado adiabáticamente para llegar a saturarse a presión constante.
Razón de mezcla: es la masa de vapor por unidad de aire
seco; en gramos de vapor por kilogramos de aire (seco).
Resonancias de Schumann: picos en las frecuencias extremadamente bajas del espectro electromagnético que ocurren
porque el espacio entre la superficie terrestre y la ionosfera
actúa como una guía de ondas.
Retroalimentación positiva (negativa): reacción a un proceso climático que intensifica (atenúa) el efecto inicial de un
forzamiento climático (a menudo un calentamiento o un enfriamiento). Es un mecanismo que se presenta en todos los
cambios climáticos, no sólo en los de carácter antropogénico.
Saturación y equilibrio hígrico: en presencia de una superficie plana de agua líquida, algunas moléculas de agua escapan
de la superficie (evaporación) y se transforman en vapor. Al in119
crementarse el número de moléculas en fase de vapor habrá un
incremento correspondiente en el número que condensa en la
superficie líquida, esta transferencia continúa hasta que se llega
a un estado de equilibrio en el cual el número de moléculas que
pasan de la fase líquida (o sólida) al vapor es igual al que pasan
del vapor al líquido. En estas condiciones de equilibrio se dice
que el aire está saturado de vapor, y la presión de vapor que se
alcanza se llama presión de vapor de saturación.
Sensibilidad climática: medida de la respuesta del sistema
climático a un forzante o forzamiento en el balance radiativo
del sistema.
Sistema climático: compuesto por diferentes partes (hidrosfera, criosfera, atmósfera, litosfera, biosfera), que interactúan
entre sí intercambiando energía, materia y momento mecánico,
gracias a que es alimentado fundamentalmente por una fuente
energética exterior (el Sol).
Variables de la humedad atmosférica: a) las de concentración de vapor como la humedad específica, la absoluta o la
razón de mezcla; b) las térmicas, como las temperaturas de
punto de rocío o de bulbo húmedo (que no se discuten en este
documento), y c) la que mide la relación entre el contenido de
vapor y el necesario para saturar una muestra de aire, es decir,
la humedad relativa.
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los autores
Adalberto Tejeda-Martínez: Es egresado de la Licenciatura
en Ciencias Atmosféricas de la Universidad Veracruzana, donde es profesor/investigador desde 1985. Es maestro en Geofísica y doctor en Geografía por la UNAM. Ha publicado sobre
climatología aplicada, bioclimatología humana y climatología
urbana, en revistas indizadas, nacionales e internacionales. Es
compilador de libros sobre inundaciones, impactos del cambio
climático y climatología dinámica, en el estado de Veracruz.
Es coautor de un libro sobre La humedad en la atmósfera… y un
Prontuario solar de México, ambos disponibles de manera libre en
www.ucol.mx/publicacionesenlinea. Es miembro del Sistema
Nacional de Investigadores desde 2001.
René Garduño-López: En la UNAM se formó y desarrolló
su labor académica, de la que ahora es jubilado. Tiene Licenciatura en Física y posgrado en Geofísica por la Facultad de Ciencias, donde fue profesor desde 1976. Fue investigador titular
y Secretario Académico del (actual) Instituto de Ciencias de la
Atmósfera y Cambio Climático. Ha publicado artículos en revistas internacionales arbitradas y presentado trabajos en congresos en México y en el extranjero; recopiló y editó la Obra de
Julián Adem, varios tomos de El Colegio Nacional; fue Editor
Asociado de la revista Atmósfera. Es autor de los libros El veleidoso clima y Pormenores terrestres de la serie La Ciencia para Todos,
del Fondo de Cultura Económica.
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