I. ¿QUÉ HACE AL CLIMA?
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Sale el Sol y el Sol se pone; corre hacia su lugar y allí vuelve a salir. Sopla hacia el sur el viento y gira hacia el norte; gira y gira sigue el viento y torna sobre su ruta. Todos los ríos van al mar y el mar nunca se llena; al lugar donde los ríos van, allá vuelven a fluir. |
Eclesiastés, 1, 5-7 |
AUNQUE el escenario principal del clima es la atmósfera, éste
también actúa en los océanos y los continentes. De todas las capas que tiene
la atmósfera sólo en la más baja, llamada troposfera, hay clima. Esta
capa tiene algunas peculiaridades; en ella está contenida toda el agua atmosférica
y, como la mitad del clima está constituida por la humedad (en forma de nubes,
precipitación, heladas, etc.), en las capas superiores de la atmósfera no hay
clima.
Además, la otra mitad del clima —la temperatura— tiene, en las capas altas, un significado diferente del climático. Arriba de los 100 km de altura, la temperatura se dispara hasta valores entre 200 y 1 500ºC, y, sin embargo, hace mucho frío; esta aparente contradicción no es tal: la temperatura es enorme, pero la atmósfera es muy tenue (de muy baja densidad) y a esto se debe que no haga calor; esta alta temperatura sólo se refiere a la gran velocidad que tienen las escasas moléculas de aire.
La troposfera tiene otra característica importante: en ella la temperatura disminuye uniformemente a medida que se asciende. El espesor de la troposfera no es igual en todo lugar y época; en promedio mide unos 11 km, pero va desde 6 u 8 km en los polos hasta 15 o 17 km en el ecuador.
El tope o límite superior de la troposfera se llama tropopausa. Encima está la estratosfera, famosa por alojar la capa de ozono que nos protege de la radiación solar ultravioleta. Por cierto, en la estratosfera los vientos soplan de este a oeste durante 12 meses, y al revés los 12 siguientes; la periodicidad de este fenómeno no es exactamente de dos años, pero casi; por eso se le llama oscilación cuasibienal. Esto es un ejemplo de diferencia drástica con el clima, cuya periodicidad es anual. Más allá de la estratosfera siguen otras capas: mesosfera, termosfera, etcétera.
Ahora bien, el clima no sólo actúa en la parte gaseosa del planeta. La componente líquida de la Tierra también lo es del sistema climático; atmósfera y océano interactúan térmica, hidrológica y dinámicamente, o sea que intercambian calor, agua e ímpetu. El océano es el principal regulador del clima; éste no se calienta (o enfría) si previamente no está caliente (o frío). En el ciclo anual esto es fácil de ver; el Sol es la fuente primordial de calor y el día que menos radiación recibe el hemisferio norte es el 21 de diciembre; pero ése no es el día más frío del año; las temperaturas más bajas se registran hasta fines de enero. El océano es la causa de este retraso de un mes en la respuesta del clima al Sol, pues tiene que perder el calor ganado en verano para que el clima se enfríe y esto le lleva aproximadamente un mes. Análogamente sucede en la época de calor; el día que más radiación recibe este hemisferio es el 21 de junio y los días más calurosos del año se presentan (normalmente) hasta que el océano reacciona, un mes después. A esta propiedad de resistirse al cambio de temperatura se le llama inercia térmica o capacidad calorífica.
El continente también tiene esta propiedad, pero es insignificante comparada con el océano; por eso responde mucho más rápidamente, aunque no al instante, a los cambios de radiación solar. Para visualizar esto, examinemos el ciclo diario de temperatura. El momento más frío del día normal es alrededor de media hora después de que sale el Sol; o sea, hasta que la tierra comienza a absorber radiación, luego de enfriarse durante la noche. Por otro lado, y de modo análogo, la temperatura más alta del día se registra normalmente unas dos horas (es decir, como a las 2 p.m.) después de que el Sol pasa por la cúspide de su trayectoria diurna (como a las 12 del día); estas dos horas son las que tarda en reaccionar el suelo, que a su vez calienta el aire superyacente. Una alberca ofrece una vivencia directa de lo anterior: al medio día el piso que la rodea está muy caliente comparado con el agua y al amanecer aquél está más frío que ésta.
Por las consideraciones anteriores podemos afirmar que el continente tiene una inercia térmica despreciable comparada con la del océano, y esto por dos razones: por un lado, el calor específico del agua triplica el del suelo y, por otro, la capa continental que interactúa con el clima es diez veces más delgada que la oceánica.
En el sótano del Observatorio de París, a 28 m de profundidad, funciona un termómetro colocado allí por Antoine de Lavoisier (1743-1794), el cual durante dos siglos ha marcado siempre la misma temperatura (11.7°C); de hecho, a 10 m de profundidad, la variabilidad climática es indetectable. Esto se debe a que el suelo es muy mal conductor del calor (es decir, su conductividad térmica es muy pequeña).
Sin embargo, el continente participa en el clima por otros canales. Uno muy importante es su color (propiamente, albedo), pues de él depende la cantidad de radiación solar absorbida por el suelo, que lo calienta y luego también calienta al aire. Otro proceso climático en que la tierra desempeña un papel relevante es el intercambio de humedad. El continente (sobre todo su cubierta vegetal) suministra vapor a la atmósfera; asimismo absorbe agua (aportada por la precipitación), fundamental para la vegetación (agrícola y silvestre). Además, la humedad del suelo influye en el albedo superficial de dos maneras: una directa, que consiste en que la tierra desnuda se oscurece cuando se moja y una indirecta al propiciar que surja vegetación, lo que también altera el albedo.
Regresemos al mar para puntualizar algunas otras cosas. La capa oceánica que actúa en el clima es muy somera (unas decenas de metros) comparada con la profundidad media del océano (3.8 km) y se le llama capa mezclada en virtud de que está en constante agitación por las olas, las corrientes, etc., y por lo mismo presenta una temperatura verticalmente uniforme; o sea que el agua tiene la misma temperatura desde la superficie hasta los 50 o 100 m de profundidad. Este espesor depende del lugar y de la época. En el fondo de la capa mezclada comienza la termoclina; en ella la temperatura disminuye conforme aumenta la profundidad. Las capas oceánicas que subyacen a la mezclada reaccionan a los cambios térmicos con siglos o milenios de retraso.
De acuerdo con estimaciones de algunos investigadores, el efecto invernadero (resultado del aumento del C02 atmosférico) ya debería notarse como un incremento de la temperatura; el hecho de que esto no se registre aún claramente significa —al parecer— que las capas profundas del océano están respondiendo muy lentamente (como debe ser) y, por lo tanto, retrasando el calentamiento global. Naturalmente, esta discrepancia entre lo que calculan y lo observado indica que el comportamiento del mar no está bien representado en sus modelos del clima.
Volviendo a la capa mezclada, a pesar de ser relativamente delgada representa un gran reservorio térmico (enorme, comparado con el del continente), que si no existiera produciría veranos mucho más ardientes e inviernos mucho más gélidos.
Echemos un vistazo ahora a la formidable complejidad del sistema climático, constituido por gran cantidad de parámetros, variables e interacciones; ejemplificaré con algunos de ellos, tratando de que sean los más significativos.
En la sección anterior se vio que el clima tiene lugar en la atmósfera, el océano y el continente (incluyendo su cubierta vegetal); para completar el escenario falta la criosfera, que es la capa de hielo y nieve que cubre parcialmente océanos y continentes.
En la introducción especificamos que la escala temporal de los fenómenos climáticos abarca un mes o más de tiempo. En cuanto a la escala espacial diremos que su rango va desde el microclima (referido a un valle, una ciudad, un glaciar, un islote, etc.) hasta el macroclima (a la escala hemisférica o la global). Entre las escalas espaciales resaltaremos las intermedias y mayores, de al menos cientos de kilómetros, pues los modelos más usados —incluyendo el nuestro— no tienen mayor resolución o detalle que en este orden de magnitud. Por esta razón, aunque los huracanes abarcan extensiones horizontales hasta de miles de kilómetros, no figuran en el clima como sucesos individuales, puesto que duran menos de un mes; no obstante, su efecto medio tiene importancia climática, pues transportan calor del ecuador a los polos, y este mecanismo generalmente se incorpora a los modelos como turbulencia.
A causa de su tamaño relativamente pequeño, los glaciares alpinos no tienen importancia en nuestra escala climática; en consecuencia, consideramos a la criosfera como constituida sólo por los casquetes polares y sus extensiones.
Antes de continuar, definamos formalmente el albedo: es la fracción de la radiación incidente que refleja una superficie; en cuerpos opacos se absorbe el resto. Pero cuando se trata de un cuerpo parcial o totalmente transparente, como la atmósfera, a lo reflejado y lo absorbido hay que agregar lo transmitido. P. ej., el parabrisas de un coche, rebota hacia fuera parte de la radiación que recibe, deja pasar al interior otra porción y el resto se queda en el vidrio y lo calienta. En el clima tenemos que el continente, el océano, la criosfera y las nubes bajas son opacos y no trasmiten la radiación; en estos casos lo absorbido sí es la resta de lo incidente menos lo reflejado.
Sólo la parte absorbida de la radiación calienta a un cuerpo; ni lo reflejado ni lo trasmitido lo hacen. Por lo tanto, entre menor sea su albedo (etimológicamente "blancura"), un cuerpo que recibe radiación eleva más su temperatura. Por eso, cuando traemos ropa oscura sentimos más los rayos solares; y un coche negro (de albedo casi 0) expuesto al Sol se calienta más que uno blanco (de albedo cercano a 100%).
La superficie de la Tierra presenta diferentes albedos según su naturaleza; así, el hielo tiene el mayor albedo (hasta 80%) y el océano el menor (hasta 6%). Por esto, al variar la extensión del casquete helado se produce el mayor cambio de albedo de la superficie. Esta es la principal función de la criosfera en el clima, aunque también influye en otros procesos; p. ej.: el intercambio de calor y humedad entre el océano y la atmósfera es muy diferente cuando está abierto que cuando lo cubre el hielo; algo parecido pasa en el continente.
Para que la criosfera crezca, la temperatura debe descender hasta el punto de congelación; pero esto no basta; sobre el continente se requiere también agua (precipitación) para que se emplace hielo y nieve.
El Sol es el motor del clima; su calor llega al planeta en forma de radiación y su llegada acciona a la gran máquina térmica que es el sistema climático. La cantidad de rayos solares que llega al tope de la atmósfera depende de la latitud (distancia angular al ecuador) y la época del año. De esta radiación incidente, una porción es reflejada hacia el espacio exterior por la atmósfera y las nubes; otra es captada por éstas y la restante alcanza la superficie. De la radiación que llega a la superficie, una parte rebota hacia arriba y el resto es absorbido. De lo reflejado, una fracción se encuentra con las nubes, las cuales capturan una parte y rebotan el sobrante hacia abajo... Y así sucesivamente.
Cada vez que incide radiación en la faz de un cuerpo, una parte (la reflejada) regresa en la dirección de procedencia sin ser aprovechada y el resto (la absorbida) penetra al cuerpo y lo calienta; ya caliente, éste emite también la radiación en todas direcciones. P. ej., una nube lo hace para arriba (hacia el espacio exterior) y para abajo (hacia la superficie), pero esta radiación emitida tiene características diferentes a la incidente, de la cual se originó. Se acostumbra llamar, entre otros nombres, radiación solar a la proveniente del Sol, aun luego de varios rebotes, y radiación terrestre a la emitida por cualquier elemento del sistema climático (océano, nubes, etc.) —luego de haber sido calentado por la radiación solar que absorbió.
Por lo tanto, debemos añadir a la maraña de intercambios radiacionales descrita antes, la correspondiente a la radiación terrestre. V. gr., de la emitida hacia abajo por las nubes (calentadas desde arriba por el Sol), una fracción es absorbida por la parte de la atmósfera que está entre ellas y la superficie, y el resto pasa a través de ella y llega a la superficie, que a su vez... En fin.
Para complicar más lo anterior debemos mencionar que una misma faz (p. ej., la superficie del océano) se comporta de un modo con la radiación solar y de otro con la terrestre; esto es, tiene diferente albedo para cada una.
Así, puede verse que los procesos radiacionales (llamados también radiactivos-no radiactivos) son afectados por la extensión de la criosfera y por la nubosidad, que es la fracción horizontal del cielo cubierto por nubes.
Adicionalmente, el albedo de la atmósfera aumenta con la cantidad de polvo, cenizas y aerosoles suspendidos en ella. Esto es notable en erupciones volcánicas, como la del Chichón en 1982, que inyectan materiales hasta la estratosfera, donde permanecen por años.
Resulta entonces que el albedo planetario está determinado por lo que hay en la atmósfera (nubes, aerosoles, etc.) y por las características de la superficie. Por otro lado, la transparencia de la atmósfera a la radiación terrestre depende del vapor de agua y del C02, y el aumento de éste es la principal causa del efecto invernadero.
Creo que los párrafos anteriores ilustran grosso modo las interacciones radiactivas básicas del clima y también sugieren su multiplicidad. Veamos ahora las principales variables que lo caracterizan.
Sin lugar a dudas la temperatura es la variable fundamental del clima; es la que más sentimos, la que más cambia y la que más lo caracteriza. Depende principalmente del balance de radiación: contabilidad de la radiación que entra y la que sale.
El viento contribuye a determinar el campo (o distribución espacial) de temperatura en la troposfera, pues al llegar aire frío la temperatura baja. Pero, asimismo, la temperatura influye en el movimiento del aire; p. ej., cuando el suelo se calienta, el aire superficial también lo hace; como consecuencia, su densidad disminuye y se eleva; el hueco dejado se llena entonces con el aire más frío circundante, y esto produce viento; este mecanismo se manifiesta en los litorales, con la brisa marina de día y la terrestre de noche. Algo parecido sucede con las corrientes marinas y la temperatura de la capa mezclada del océano.
Adicionalmente, el viento influye en las corrientes, pues arrastra agua al soplar sobre ella. Por otro lado, las temperaturas de la troposfera y la capa mezclada son interdependientes, pues cada una afecta a la otra. A escala global, la circulación general de la atmósfera y las corrientes oceánicas están determinadas tanto por el campo térmico latitudinal (la temperatura disminuye del ecuador a los polos), como por las fuerzas debidas a la rotación de la Tierra.
En la interfaz océano-atmósfera ocurren más cosas, a saber: intercambio vertical de calor sensible y latente. P. ej., si el agua tiene mayor temperatura que el aire, aquélla calienta a éste; esto se llama transporte de calor sensible del océano a la atmósfera, y es mayor cuanto mayor sea la diferencia de temperatura (esta diferencia espacial se llama gradiente); pero este transporte (vertical) no sólo depende del gradiente (vertical) de temperatura, sino que también depende de la velocidad (horizontal) del viento; el calor pasa del océano a la atmósfera según esta velocidad. Este proceso es turbulento y, por lo tanto, difícil de evaluar.
El transporte de calor latente consiste en que el agua del mar se evapora y humedece al aire; se llama latente porque este calor no se siente en la atmósfera, sino hasta después, cuando el vapor se condensa, forma nubes y libera ese calor a la troposfera. Sin embargo, aunque la evaporación no calienta inmediatamente al aire que la recibe, sí enfría al agua que pierde ese vapor; o sea que el mar pierde calor al evaporar su agua. Empero, falta un pedazo de la historia; el transporte de calor latente no sólo depende del viento y del gradiente de temperatura (como el sensible), sino también de la humedad relativa del aire; cuanto más seco esté, la evaporación es mayor. Una vivencia de este proceso tiene que ver con nuestra temperatura corporal y la transpiración; al usar un ventilador (o abanicamos con otra cosa) nos refrescamos por evaporación: el viento producido retira sudor de nuestro cuerpo y con él el calor necesario para evaporarlo (secar la piel); el calor perdido por el cuerpo hace que se enfríe. La ventilación también refresca porque reemplaza el aire que se calentó al estar en contacto con la piel, por aire más frío.
Otro ejemplo es la razón por la cual un recipiente de barro conserva más fresca el agua que uno de plástico o vidrio. El barro transpira (como nuestra piel); eso significa que una minúscula cantidad de agua lo atraviesa; la humedad exterior del jarro se evapora, aunque no haya viento, sólo por estar más mojado que el aire; de este modo se pierde un poco de agua, pero la que queda se enfría un poco.
Remontándonos a las alturas troposféricas, encontramos que el vapor se condensa cuando se enfría; esto puede ocurrir porque se eleva (acarreado por corrientes verticales, producidas por el calentamiento del aire superficial, o al remontar montañas) y entonces sufre expansión adiabática, o porque el viento (horizontal) lo lleva de un lugar cálido a uno fresco. Por lo tanto, el viento influye también en la condensación y ésta forma nubes (y lluvia). Y ya vimos cómo la nubosidad afecta a la radiación, y ésta a la temperatura y ... ¡Qué lío!
Un ejemplo cotidiano de condensación se da cuando el parabrisas del coche se empaña; el vapor de los pasajeros (principalmente por su espiración) se condensa en el vidrio enfriado por la lluvia exterior. Análogamente, sólo en días muy fríos "vemos" el aire exhalado sobre todo por la boca; de hecho siempre sacamos vapor al respirar, pero cuando la temperatura ambiente es muy baja éste se condensa inmediatamente y lo vemos salir por la boca; de manera que no estamos viendo aire ni vapor (pues ambos son invisibles, además de inodoros e insípidos), sino pequeñas gotas de agua como las que forman las nubes.
Siguiendo en esta línea, diremos que el rocío no "cae"; lo que ocurre es que el enfriamiento nocturno condensa el vapor que ya estaba en el ambiente y forma gotas. Este enfriamiento puede llegar hasta el punto de congelación y entonces tenemos una helada: no se forman gotas, sino cristales de hielo, que dan aspecto blanquecino al paisaje. Puede suceder que haya tan poca humedad en el aire, que no alcanza para formar escarcha, entonces lo que se congela es el agua interior de las hojas; esto da aspecto negruzco al paisaje; la gente llama negra a este tipo de helada, en contraste con la primera, que nombran helada blanca. Los agricultores temen más a la negra, ya que la escarcha protege relativamente a la planta, pues el hielo es buen aislante térmico, si no, pregúntele a un esquimal metido en su iglú. Por tanto, el refrán "Luna clara, pronta helada" tiene cierta validez: el vapor es transparente, pero al condensarse —sobre todo con el frío nocturno— forma nubes, bruma o calina; por eso la transparencia atmosférica generalmente implica sequedad, la cual facilita que la radiación terrestre se fugue durante la noche y la temperatura baje.
Hemos explicado el transporte de calor latente y sensible en la interfaz océano-atmósfera; análogamente sucede en otros cuerpos de agua, como lagos, canales, etc. Para el suelo continental el transporte de calor sensible es semejante; en cambio, el transporte de calor latente es más complicado. Cuando la superficie es agua hay disponibilidad ilimitada de ella para ser evaporada; pero cuando es suelo (con todo y su vegetación), el agua es limitada. En este caso la evaporación depende del gradiente de humedad entre el suelo y la atmósfera, e incluso puede llegar a invertirse el proceso, pues si la superficie está más seca que el aire, éste cede humedad a aquélla. Por otro lado, la morfología del continente (rugosidad, vegetación, orografía, etc.) difiere mucho de la de un cuerpo de agua (muy lisa); presenta un área mayor de la que la atmósfera puede tomar calor y vapor, pero también dificulta el flujo del viento y el transporte de calor (sensible y latente) de la superficie a la troposfera.
De lo anterior puede vislumbrarse un ciclo hidrológico en el clima, dado que varios de los procesos descritos (evaporación, condensación, etc.) implican intercambio de agua (materia), además de calor (energía).
El agua está presente en todo el escenario climático (océano, continente, atmósfera, criosfera y nubes); en realidad el agua está en la troposfera en una cantidad ínfima, comparada con la del océano o el continente. Si toda la humedad atmosférica se condensara y cayera, quedándose el aire completamente seco, el suelo se cubriría de una capa de agua de 2.5 cm de espesor y el mar se elevaría en igual cantidad; esto técnicamente se dice así: el agua precipitable de la atmósfera es de 2.5 cm en promedio. Naturalmente, ésta no es nada comparada con el océano, y también es despreciable con relación al agua contenida en los casquetes polares; algunos investigadores calculan que el aumento de C02 atmosférico en los próximos 50 años fundirá parcialmente los glaciares, contribuyendo a elevar el nivel del mar hasta medio metro.
Bien... Entonces la atmósfera contiene relativamente muy poca agua; sin embargo, ésta entra y sale en grandes cantidades; considere simplemente que la precipitación global promedio asciende a 50 cm por año, veinte veces el agua precipitable.
Horizontalmente, el ciclo hidrológico es muy dinámico en la atmósfera; en general, lo que se evapora en un sitio no se precipita ahí mismo. La humedad viaja lejos y se ve afectada por agentes distantes; se han encontrado relaciones como que la presencia de El Niño (fenómeno térmico recurrente del Pacífico ecuatorial) afecta las lluvias del centro de México.
En el continente el agua se evapora, se precipita, humedece y reseca la tierra; es asimilada y transpirada por las plantas; incrementa y decrementa lagos, estanques, etc., y se escurre por las cuencas hasta formar ríos; otra porción penetra el suelo y recarga los mantos freáticos, etc., de modo que la parte continental del ciclo hidrológico también es importante; y... ni qué decir de la contribución oceánica.
Hasta aquí hemos hablado poco de la intervención humana en el clima, p. ej. en el ciclo hidrológico. Esto obedece a dos razones: en primer lugar porque generalmente es más agradable hablar de la naturaleza cuando no está alterada por el hombre y, en segundo, porque (afortunadamente) los efectos antropógenos sobre el clima son locales (v. gr., grandes ciudades, presas, etc.) y pasan inadvertidos en la escala espacial (hemisferio) y en la resolución (cientos de kilómetros) consideradas. En posteriores capítulos aludiremos a la acción humana en otros contextos climáticos.