RT.2.1.2 Cambios en los halocarbonos atmosféricos, el ozono estratosférico, troposférico y otros gases
Los CFC y los hidroclorofluorocarbonos son gases de efecto invernadero que tienen un origen puramente antropogénico y una gran variedad de aplicaciones. Las emisiones de estos gases disminuyeron debido al Protocolo de Montreal. Las concentraciones de CFC–11 y CFC–113 se atenuaron debido a los procesos naturales de eliminación. Las observaciones en testigos polares de nieve granulada a partir del TIE ampliaron la información actual de las series de tiempo disponibles para algunos de estos gases de efecto invernadero. Los datos in situ y del testigo de hielo confirman que las fuentes industriales ocasionan el aumento atmosférico observado en los CFC y los HCFC. {2.3}
Los gases del Protocolo de Montreal aportaron +0,32 ± 0,03 W m–2 al forzamiento radiativo directo en 2005. El CFC–12 siguió siendo el tercer agente más importante de forzamiento radiativo de larga vida. Estos gases, como grupo, aportan aproximadamente el 12% del forzamiento total debido a los GEILV. {2.3}
Las concentraciones de gases industriales fluorinados del Protocolo de Kioto (hidrofluorocarbonos (HFC), hidrocarburos perfluorados (PFC), hexafloruro de azufre (SF6)) son relativamente pequeñas pero aumentan con rapidez. Su forzamiento radiativo total en 2005 fue de +0,017 W m–2. {2.3}
El ozono troposférico es un gas de efecto invernadero de corta vida producido por las reacciones químicas de especies precursoras en la atmósfera que tienen una gran variabilidad espacial y temporal. Gracias a las mejoras en las mediciones y modelos, se han dado pasos adelante en el conocimiento de los precursores químicos que conducen a la formación del ozono troposférico, principalmente el monóxido de carbono y los óxidos de nitrógeno (incluidas fuentes y tendencias a largo plazo en los relámpagos) y los formaldehídos. En general, los modelos actuales describen satisfactoriamente las características principales de la actual distribución mundial de ozono troposférico sobre la base de procesos subyacentes. Estos modelos se ven limitados en todo el mundo por las nuevas mediciones que se realizan in situ y por satélite; sin embargo, son menos confiables a la hora de reproducir los cambios en el ozono asociados con grandes cambios en emisiones o climáticos y en la simulación de tendencias a largo plazo observadas en concentraciones de ozono durante el siglo XX. {7.4}
El forzamiento radiativo del ozono troposférico se estima sea de +0,35 [+0,25 a +0,65] W m–2 con un nivel medio de conocimiento científico. El mejor cálculo de este forzamiento radiativo no ha cambiado a partir del TIE. Las observaciones muestran que las tendencias en el ozono troposférico en los últimos años varían en señal y magnitud en muchas localidades, pero existen indicadores importantes de tendencias ascendentes en latitudes bajas. Los modelos de estudios del forzamiento radiativo provocado por el aumento del ozono troposférico a partir del período preindustrial se volvieron más complejos y abarcadores si se comparan con otros modelos utilizados en el TIE. {2.3, 7.4}
Los cambios en el ozono troposférico se vinculan a la calidad del aire y al cambio climático. Algunos estudios muestran que las concentraciones de ozono en días de verano tienen una correlación fuerte con la temperatura. Esta correlación parece reflejar aportes de emisiones biogénicas volátiles del carbono orgánico dependiente de la temperatura, descomposición térmica del nitrato de peroxiacetil, que actúa como reserva de los óxidos de nitrógeno (NOx), y la asociación de altas temperaturas con el estancamiento regional. Condiciones anómalas de calor y estancamiento en el verano de 1988 fueron las responsables del registro anual más alto del nivel de ozono en el nordeste de Estados Unidos. La ola de calor durante el verano europeo del 2003 también se asocia con niveles excepcionalmente altos de ozono en la superficie. {Recuadro 7.4}
Los gases del Protocolo de Montreal ocasionan el forzamiento radiativo debido a la destrucción del ozono estratósferico que se reevalúa en un –0,05 ± 0,10 W m–2, más débil que en el TIE, con un nivel medio de conocimiento científico. Ya no existe la tendencia a destruir más la capa de ozono observada en el decenio de 1980 y 1990; sin embargo, el ozono estratosférico mundial se encuentra aún por debajo del 4% de los valores anteriores al decenio de 1980 y no se sabe con exactitud si el ozono se recupera. Además de la destrucción química del ozono, los cambios dinámicos también pudieron contribuir a la reducción del ozono en la latitud media del HN. {2.3}
La emisión directa de vapor de agua ocasionado por las actividades humanas afecta al forzamiento radiativo. Sin embargo, como aumentan las temperaturas medias mundiales, aumentan las concentraciones troposféricas de vapor de agua y esto representa un retroefecto clave pero no un forzamiento de cambio climático. La emisión directa de agua hacia la atmósfera debida a actividades antropogénicas, principalmente el regadío, es un factor posible de forzamiento pero representa menos del 1% de las fuentes naturales del vapor de agua atmosférico. La inyección directa de vapor de agua en la atmósfera que proviene de combustibles fósiles es significativamente menor que la de actividades agrícolas. {2.5}
Según modelos de estudios sobre transporte químico, se calcula que el forzamiento radiativo causado por el aumento del vapor de agua estratosférico debido a la oxidación del CH4 es +0,07 ± 0,05 W m–2. El nivel de conocimiento científico es bajo porque el aporte de CH4 a la correspondiente estructura vertical del cambio de vapor de agua cerca de la tropopausa es incierto. No se comprenden bien otras causas potenciales de naturaleza humana que aumentan el vapor de agua estratosférico y que contribuyen al forzamiento radiativo. {2.3}