III. EL CLIMA A LA LUZ DEL SOL

�Oh Shamash, �nico t� que disipas las tinieblas! Haces arder el mediod�a y haces granar los campos.Fielmente sigues tu marcha a traves de los cielos y cada d�a vistes la extendida tierra. Himno al Sol. Babilonia, siglo VII a.C.

DE SOL A SOL

SEG�N las creencias antiguas, el Sol era perfecto e inmutable; incluso las primeras mediciones indicaban que emit�a siempre la misma cantidad de radiaci�n (compuesta por luz, calor y otras cosas), a la cual se llam� constante solar (CS). Sin embargo, esto no result� completamente cierto; por ejemplo, sabemos que en lapsos que van de minutos a horas var�a 0.05%, y que de d�as a meses la variaci�n es diez veces mayor. Adem�s, entre 1967 y 1980 aument� 0.03% cada a�o y durante los ochenta disminuy� en 0.02% anual.

En cuanto a su perfecci�n, tambi�n fue "decepcionante" encontrar que el Sol tiene manchas, cuyo n�mero aumenta y disminuye siguiendo un ciclo que en promedio dura aproximadamente 11 a�os, acoplado con el de inversi�n de la polaridad magn�tica del astro, el cual tiene un periodo promedio de 22 a�os. La polaridad del Sol se invierte aproximadamente cada 11 a�os y este cambio ocurre durante el m�ximo de actividad solar. Por cierto que las variaciones de la luminosidad o CS parecen estar asociadas con este ciclo, aunque todav�a no se dispone de suficientes datos para demostrarlo.

Se han encontrado ciertas relaciones, tanto estad�sticas como f�sicas, entre el clima terrestre y la actividad solar, de la cual las manchas son un indicador. Sin embargo, algunos investigadores, sobre todo del clima, consideran insuficiente la causalidad (no casualidad) f�sica.

En promedio, el Sol presenta varias decenas de manchas, pero entre los a�os 1645 y 1715 s�lo se registraron unas cuantas espor�dicamente. Esta virtual ausencia de manchas solares se conoce como el m�nimo de Maunder (en honor a su descubridor, el ingl�s Walter Maunder). Durante esos 70 a�os en que el Sol estuvo excepcionalmente quieto, no se observ� ninguna aurora boreal y las primeras, acaecidas despu�s de 1715, alarmaron enormemente a los n�rdicos, pues nadie hab�a visto una en su vida. Junto con el m�nimo de Maunder se present� una alteraci�n del clima, la llamada Peque�a Era Glacial, documentada principalmente en Europa. Durante esas siete d�cadas las heladas y nevadas invernales se iniciaban con varias semanas de anticipaci�n y persist�an m�s de lo habitual, y en varios inviernos se congelaron r�os como el T�mesis, lo que no se hab�a registrado antes (ni despu�s).

Por otra parte, las variaciones de la CS ciertamente afectan el clima, pero son tan peque�as que su efecto se pierde entre muchos otros. Adicionalmente, la inercia t�rmica del sistema clim�tico (compuesto por la atm�sfera, el oc�ano y los continentes) ocasiona que �ste responda con retraso; s�lo una alteraci�n de la CS que persistiera durante varios lustros producir�a un efecto palpable.

SOL Y SOMBRA

Aparte de la condiciones intr�nsecas del Sol, la radiaci�n recibida depende de otros factores. Uno de ellos es la distancia; por ejemplo, Venus —que est� m�s cerca del Sol— recibe mayor radiaci�n y por tanto es mucho m�s caliente que la Tierra; con Marte pasa lo contrario.

Puesto que la �rbita de la Tierra es una elipse, en uno de cuyos focos se ubica el Sol (conforme a la primera ley de Kepler), la distancia entre este y aqu�lla depende de la �poca del a�o; el d�a que estamos m�s cerca del Sol es el 3 de enero.* De esto podr�a deducirse que ese d�a debiera ser uno de los m�s calurosos del a�o, conclusi�n evidentemente falsa: es uno de los m�s fr�os. La explicaci�n es que la direcci�n con que llegan los rayos solares var�a a lo largo del a�o, por la inclinaci�n del eje de rotaci�n de la Tierra respecto al plano de su �rbita (v�ase la figura III.1). En invierno (enero en el HN, donde vivimos), los rayos del Sol vienen muy tendidos y calientan poco. Este efecto es mucho m�s fuerte que el debido a la relativa proximidad del Sol, lo que da como resultado neto bajas temperaturas.

De lo anterior, parecer�a que el hemisferio sur (HS) recibe en el a�o m�s radiaci�n que el HN, pero esto no es as�. A consecuencia de la segunda ley de Kepler, la Tierra se mueve en su �rbita m�s r�pido cuando est� cerca del Sol que cuando est� lejos. En realidad, la temperatura global aumenta casi 1.5°C de enero a julio, justamente la �poca en que el Sol se est� alejando. La causa principal de esto es que el HN tiene m�s continente (de hecho, lo doble) que el HS.

En general, en las latitudes bajas (cerca del ecuador) se recibe m�s Sol que en las altas (cerca de los polos). No obstante, en verano el polo recibe m�s radiaci�n que el ecuador, principalmente porque no hay noche y el Sol est� todo el tiempo sobre el horizonte.

De este hecho pudiera inferirse que en verano el polo tiene mayor temperatura que el ecuador, lo cual de nuevo es falso; una vez m�s, otro efecto sobrepuesto act�a al contrario y se impone: se trata del gran albedo. El polo est� cubierto de hielo y nieve, que tienen albedo muy grande, lo cual hace que la radiaci�n sea reflejada en su mayor parte y, por tanto, casi no caliente, pues una superficie se calienta por la radiaci�n que absorbe. Adem�s, en las latitudes altas el oc�ano sin hielo tambi�n posee alto albedo, porque los rayos llegan muy tendidos y rebotan casi en su totalidad.

Resulta entonces que el albedo depende de la naturaleza de la superficie (v. gr., de menos a m�s: oc�ano, selva, estepa, desierto, tundra, nieve y hielo) y tambi�n de la inclinaci�n con que los rayos inciden sobre ella. P. ej., el oc�ano observado desde un sat�lite es negro y visto durante una puesta de Sol en la playa es espectacularmente plateado.

A PLENO SOL

Quiz� los fen�menos clim�ticos m�s evidentes y peri�dicos que percibimos son los cambios de estaci�n; �stos se deben a la manera como se orienta la Tierra respecto al Sol durante el a�o, lo cual se muestra en la figura III.1.

Imagine el lector un plano que contenga el ecuador terrestre, al cual llamamos ecuatorial; por otro lado, la Tierra describe un movimiento de traslaci�n alrededor del Sol en una trayectoria que se denomina �rbita y tiene forma de elipse; al plano que la contiene se le designa como ecl�ptica. El plano ecuatorial y la ecl�ptica forman entre s� un �ngulo de 23.5°, esta inclinaci�n se conoce como oblicuidad y es la misma todo el tiempo y hacia el mismo lado; o sea, respecto de las estrellas, el eje de rotaci�n de la Tierra (que va de polo a polo, perpendicular al ecuador) siempre est� en la misma direcci�n y su extremo norte apunta a la Estrella Polar.

 

Figura III.1. Posiciones de la tierra en su �rbita y sus orientaciones respecto del Sol en los solsticios y equinoccios.

La oblicuidad es la causa de las estaciones y ahora veremos por qu�. Durante la mitad de su movimiento de traslaci�n la Tierra lleva su parte norte inclinada hacia adentro de la �rbita y su lado sur hacia afuera, mientras que en la otra mitad del a�o el norte est� hacia afuera y el sur hacia adentro como se ve en la figura III.1.

Ahora imagine usted que est� leyendo exactamente debajo de un foco; cuando el libro est� horizontal ser� cuando m�s luz reciba, al inclinarlo habr� menos luz sobre �l e ir� disminuyendo conforme lo vaya empinando; si coloca el libro completamente vertical el foco no alumbrar� nada, pues la luz llega por uno de sus bordes (v�ase la figura III.2). An�logamente, el Sol alumbra (y calienta) m�s a la Tierra cuanto m�s arriba aparezca sobre el horizonte (p. ej. a mediod�a o en verano).

 

Figura III.2. Rayos de luz inciden sobre una superficie que tiene diversas orientaciones: en la posici�n a la superficie es perpendicular a los rayos y recibe la m�xima iluminaci�n, la cual disminuye conforme se pasa a las orientaciones b, c y d; la superficie est� en e es paralela a los rayos y estos no la iluminan nada.

Aparte del ecuador (cuya latitud es cero) hay otros cuatro c�rculos notables paralelos a �l, que son: el tr�pico de C�ncer, cuya latitud es de 23.5°N,, el de Capricornio a 23.5°S, y los dos c�rculos polares, el �rtico, a 66.5°N (o sea, 90°-23.5°) y el Ant�rtico, a 66.5°S. N�tese que 23.5° es el valor de la oblicuidad, y 90° es la latitud de los polos.

El 21 de diciembre es el d�a en que el polo sur (S) est� m�s inclinado hacia el Sol; a mediod�a los rayos solares llegan, verticales al tr�pico de Capricornio y horizontales al C�rculo Artico; adem�s, todo el casquete polar limitado por el C�rculo Ant�rtico da hacia el Sol las 24 horas del d�a y el casquete polar del norte no lo ve en ning�n momento (v�anse las figuras III.1 y III.3).

El 21 de junio sucede lo contrario: es cuando el polo norte (N) est� m�s ladeado hacia el Sol; a mediod�a sus rayos caen verticales sobre el tr�pico de C�ncer y horizontales sobre el C�rculo Ant�rtico; el casquete polar del norte recibe luz del Sol las 24 horas, mientras que el del sur se mantiene de noche.

Los d�as 21 de marzo y 22 de septiembre ninguno de los hemisferios tiene preferencia hacia el Sol; a mediod�a los rayos llegan verticales sobre el ecuador y se van inclinando conforme la latitud aumenta, hasta ser horizontales en los polos. En estos dos momentos, llamados equinoccios, la radiaci�n se reparte sim�tricamente en ambos hemisferios.

De esto se desprende que las estaciones est�n invertidas (o recorridas seis meses) en los hemisferios, de modo que el 21 de diciembre es el solsticio de invierno en el HN y el de verano en el HS; el 21 de junio comienza el verano en el HN y el invierno en el HS. El equinoccio de primavera en el HN es el de oto�o en el HS y viceversa.

De aqu� resulta tambi�n que en el mero polo cada a�o hay una sola noche de seis meses y un solo d�a la otra mitad del a�o, altern�ndose entre ambos polos; los equinoccios marcan el amanecer y el anochecer de estas largas jornadas polares.

LA CARRERA DEL SOL

Viendo las cosas desde la Tierra, los rayos del Sol llegan verticales a mediod�a en distintos lugares seg�n la �poca del a�o, o sea que el Sol "viaja" de N a S entre junio y diciembre, y de regreso durante la otra mitad del a�o; los puntos extremos de este viaje son los tr�picos. Por consiguiente, cualquier lugar del planeta cuya latitud sea menor que 23.5° tiene el Sol exactamente vertical dos veces al a�o, momentos en los que no hacemos sombra al mediod�a; m�s all� de los tr�picos (o sea, al N del de C�ncer y al S del de Capricornio) el Sol nunca se halla verticalmente (v�ase la figura III.3).

 

Figura III.3. Incidencia de los rayos del sol (que estar�a a la derecha) sobre la Tierra. Se muestran las direcciones sobre el ecuador, tr�picos, c�rculos polares y polos, en los solsticios y equinoccios. Las direcciones ilustradas son perpendiculares y tangentes al horizonte .

Para un lugar determinado de la Tierra (p. ej., la ciudad de M�xico) podemos analizar la carrera del Sol en la b�veda celeste (v�ase la figura III.4); todos los d�as sale por el este y se mete por el oeste, y los puntos extremos de su viaje diurno se desplazan en el horizonte seg�n transcurre el a�o: en invierno hacia el S y en verano hacia el N. Simult�neamente, entre m�s al S est� el Sol, su trayecto es m�s corto, en total asciende poco y recibimos sus rayos menos horas; conforme nos acercamos al verano el Sol se levanta cada vez m�s (y aumentan las horas de luz) hasta alcanzar a mediod�a el cenit o c�spide de la b�veda celeste el 16 de mayo; contin�a su trayecto y llega a su extremo N el 21 de junio; de ah� emprende el regreso, pasando de nuevo por la vertical el 26 de julio. De hecho esto se aplica igualmente para cualquier otro sitio de la Tierra ubicado en la misma latitud de nuestra ciudad, p. ej. Bombay (India) e Hilo (Hawai).

 

Figura III.4. Trayectoria diurna o carrera del sol sobre la ciudad de M�xico, para los solsticios, equinoccios y d�as en que pasa por el cenit.

LO AZUL DEL CIELO

Usted lector, habr� visto fotograf�as tomadas por los astronautas en la Luna y habr� notado que de d�a el cielo es negro (excepto las porciones ocupadas por el Sol, la Tierra, etc.); adem�s, el paisaje lunar presenta otro contraste: donde da el Sol es muy brillante (amarillo claro) y en la sombra es completamente oscuro (negro). Tambi�n se dan enormes diferencias de temperatura entre sol y sombra, entre d�a y noche.

Ciertamente, eso se debe a que en la Luna no hay atm�sfera como la que posee la Tierra, donde hace disminuir los contrates; pero �por qu� la atm�sfera aten�a la oscuridad de la sombra? Pues porque los gases que forman el aire y las part�culas suspendidas en �l, principalmente bruma (tambi�n llamada calina) y polvo, reflejan en todas direcciones la luz solar que incide en ellas; esta reflexi�n desorganizada se llama dispersi�n, y es distinta de la producida por un espejo, denominada reflexi�n especular, en la cual los rayos rebotados van en direcciones ordenadas (figura III.5). Esta caracter�stica de la atm�sfera (llamada tambi�n difusi�n o esparcimiento) permite a la luz "doblar esquinas" y tambi�n nos permite ver un haz de luz cuando la fuente que lo origina est� oculta; as�, en el cine vemos sobre nuestras cabezas los rayos que van de la cabina de proyecci�n a la pantalla. El mismo efecto es el que nos permite ver los haces del Sol que se filtran por los huecos de una nube que lo cubre; por cierto que esos rayos parecen abrirse hacia nosotros, pero realmente son paralelos; los vemos as� por la misma raz�n que cuando caminamos por una v�a de tren recta parece que los rieles se juntan a lo lejos, �sta es la ilusi�n �ptica de perspectiva (figura III.6).

 

Figura III.5. Una superficie plana y pulida (izquierda) refleja ordenadamente la luz, una superficie rugosa (derecha) lo hace desordenadamente y las mol�culas de un gas (abajo) dispersan la luz.

 

Figura III.6. Por efecto de perspectiva, rectas paralelas, como los rieles de una v�a, parecen abrirse hacia nosotros cuando las vemos de frente.

Sin embargo, la dispersi�n atmosf�rica no es pareja para los diferentes colores de luz; los rayos azules (con menor longitud de onda) sufren m�s dispersi�n que los dem�s, por eso el cielo es azul.

Por lo tanto, a la superficie nos llega la radiaci�n solar de dos maneras: directa y difusa; la primera proviene (con cielo raso) del pedacito de la b�veda celeste ocupado por el disco solar, y la segunda de las dem�s direcciones. La radiaci�n difusa proviene del Sol en �ltima instancia, pero nos llega luego de m�ltiples rebotes en el aire, y en otras part�culas y objetos; cuando est� nublado (aunque sea parcialmente, pero con una nube que tapa al Sol) s�lo recibimos la difusa, nada de directa. La dispersi�n de los rayos solares aumenta seg�n la humedad del aire; cuando hay bruma, adem�s de la luz azul se dispersa la de otros colores, dando un cielo blanquecino; por la misma raz�n, el Sol, que en realidad es blanco, lo vemos amarillento o rojizo, pues el componente azul de su luz se desperdig� por la atm�sfera y la directa nos llega sin ese color. Este efecto se acrecienta en la aurora y al ocaso, cuando los rayos atraviesan m�s atm�sfera para llegar a nosotros (figura III.7); asimismo, la contaminaci�n del aire produce crep�sculos espectaculares, una gracia entre tantas adversidades del smog. Durante los a�os siguientes a la erupci�n del Krakatoa en 1883 se observaron magn�ficos amaneceres y atardeceres en gran parte del mundo; �la causa?, las cenizas volc�nicas suspendidas en la estratosfera.

 

Figura III.7. Tanto en la aurora como al ocaso, los rayos del Sol atraviesan m�s atm�sfera que al mediod�a.

INVIERNO QUEMANTE

En la mayor parte de nuestro pa�s (el extremo noroeste no, porque tiene clima mediterr�neo) el invierno es seco; en consecuencia, el cielo es muy azul y la atm�sfera transparente; por eso en invierno el contraste t�rmico entre Sol y sombra es fuerte, la gente dice "No halla uno para d�nde hacerse, el Sol quema y en la sombra hace fr�o". La situaci�n se acerca a la que priva en la Luna: sombra muy oscura y Sol hiriente; esto se debe a que la atm�sfera deja pasar casi intactos los rayos solares directos, sin que alcancen a calentarla y la �nfima dispersi�n impide que los rayos lleguen a la sombra; por ambas razones en �sta hace fr�o. Adem�s, a eso de que el Sol "queme" contribuye el que en invierno est� muy tendido y sus rayos, en vez de caernos verticalmente, nos llegan de frente a la cara y al cuerpo, y una mayor cantidad de ellos incide sobre nuestra piel y ropa que en las dem�s �pocas.

COMO BOCA DE LOBO

Cualquier objeto, por el solo hecho de tener una temperatura mayor al cero absoluto, emite radiaci�n; pero la tercera ley de la termodin�mica establece que el cero absoluto es inalcanzable, entonces todo cuerpo radia, cualesquiera que sean su fase (s�lido, l�quido, gas o plasma), su composici�n qu�mica y su temperatura. La temperatura absoluta se mide en grados Kelvin (°K) y se obtiene sumando 273° a la temperatura Celsius, que se mide en grados cent�grados (°C); por lo tanto, el cero absoluto equivale a -273°C.

A la radiaci�n que emite un cuerpo por estar caliente se le llama t�rmica y depende de la temperatura en dos formas: por un lado, la cantidad de radiaci�n aumenta enormemente al calentar el cuerpo y, por otro, la longitud de onda predominante de esa radiaci�n disminuye conforme la temperatura aumenta.

La radiaci�n t�rmica est� hecha de ondas electromagn�ticas (identificadas tambi�n como fotones), que cuando son visibles las denominamos luz, que est� a su vez constituida por diferentes colores, formados del rojo al violeta, seg�n su longitud de onda, de mayor a menor. Cuando todos los colores se presentan juntos la luz es blanca, y su ausencia total da negro. La radiaci�n con longitud de onda mayor que el rojo es invisible (para el ojo humano) y se llama infrarroja; conforme la longitud de onda sigue creciendo aparecen las microondas y las de T.V. y radio. Si la longitud de onda es menor que la del violeta tampoco es visible y se llama ultravioleta; m�s all� quedan los rayos X y los g. Toda esta radiaci�n constituye el espectro electromagn�tico.

Al emitir radiaci�n, los cuerpos lo hacen en varias localidades del espectro; los gases emiten fotones cuyas longitudes de onda est�n salteadas en el espectro electromagn�tico (propiamente llamadas l�neas), los l�quidos lo hacen por zonas espectrales (bandas) y los s�lidos en todas las longitudes de onda (continuo), o sea en el espectro completo; en la emisi�n de los s�lidos hay una longitud de onda predominante, en cuya vecindad se emite la mayor parte de su radiaci�n total.

Otra variable que caracteriza a la radiaci�n electromagn�tica (como a cualquier otra onda) es su frecuencia, que es inversamente proporcional a la longitud de onda; as�, una longitud doble significa la mitad de la frecuencia. En consecuencia, la radiaci�n ultravioleta tiene mayor frecuencia que la visible y la infrarroja, menor. Por cierto que la energ�a de un fot�n es proporcional a su frecuencia, lo cual va contra la sensaci�n psicol�gica que asocia el rojo al calor y el azul al fr�o, pues un fot�n azul es m�s energ�tico que uno rojo; de hecho, una flama azul es realmente m�s caliente que una roja.

Llamamos regi�n visible del espectro electromagn�tico a la que capta el ojo humano; algunos animales ven en otros intervalos de frecuencias, que pueden incluir el infrarrojo, y esto contribuye a que puedan ver en la oscuridad. An�logamente, una pel�cula fotogr�fica no tiene por qu� tener la misma sensibilidad espectral que nuestros ojos; artificiosamente se elabora una que trata de captar todos los colores de la manera m�s parecida a como los ve el hombre; para ciertos fines cient�ficos y t�cnicos se usa pel�cula infrarroja, sensible a esa regi�n espectral.

Hemos llamado radiaci�n t�rmica a la emitida por los cuerpos por el solo hecho de estar a m�s de 0°K; pero este concepto tiene adem�s otra connotaci�n un poco diferente: es uno de los tres mecanismos f�sicos de transmisi�n del calor. Los otros dos son la conducci�n y la convecci�n, por las cuales el calor se transporta a trav�s de un medio material; adem�s, en la convecci�n el material se desplaza, pero eso s�lo se da en los fluidos (l�quidos y gases).

Sin embargo, en meteorolog�a la convecci�n (transporte de calor acarreado por el aire) se separa en dos partes: advecci�n, referida al movimiento horizontal, y convecci�n, que es la transferencia vertical de calor por movimientos ascendentes y descendentes del aire. De modo que la convecci�n atmosf�rica es s�lo el componente vertical de la convecci�n f�sica. Tambi�n en oceanograf�a se habla de advecci�n: el transporte de calor por corrientes marinas.

Efectivamente, el calor del Sol llega a la Tierra por el mecanismo de transferencia llamado radiaci�n, pues el espacio intermedio est� casi vac�o, ocupado s�lo por un plasma de muy baja densidad. Aun en casos en que hay materia de por medio, la transmisi�n radiactiva del calor puede prevalecer; as� sucede con las fogatas y las chimeneas. D�se cuenta, lector, que, si estamos de frente a ellas, en la cara se siente mucho m�s calor que en la nuca, y que incluso llega a sentirse fr�o por atr�s; este ardor facial se bloquea f�cilmente con cualquier barrera opaca —hasta un papel—. Por la misma raz�n los pollos deben estar girando para un buen rostizado.

Aunque la radiaci�n t�rmica abarca todas las longitudes de onda, s�lo un intervalo de espectro electromagn�tico produce sensaci�n de calor y, a veces, se reserva para ese intervalo la denominaci�n radiaci�n t�rmica; �sta va del infrarrojo al ultravioleta, pasando por el visible. Por eso un foco (bombilla de filamento) calienta, adem�s de alumbrar; uno de 100 watts produce tanto calor como el cuerpo de una persona adulta.

Ahora bien, la habilidad de una determinada superficie para absorber radiaci�n es igual que su capacidad para emitirla; ambas dependen del color (albedo), rugosidad y otras caracter�sticas de dicha superficie, y de la longitud de onda de la radiaci�n. Se le dice cuerpo negro (CN) al que absorbe (y emite) toda la radiaci�n que incide en �l, pero no debe confundirse este concepto con el de hoyo negro, introducido por la teor�a de la relatividad general. Estrictamente, el CN es una abstracci�n te�rica, pero hay objetos cotidianos que se le aproximan, principalmente una cavidad oscura, una "boca de lobo" seg�n el dicho popular. Se puede confeccionar f�cilmente un CN con una caja cerrada hecha de material (p. ej. cart�n) de color negro, a la cual se le perfora un agujerito en una de sus caras; ese hoyo es realmente un CN y al compararlo con la pared circundante (de color negro) se puede comprender la negrura a que se refiere el concepto f�sico. Un agujero as� se traga cualquier radiaci�n que le llegue; claro que de �l tambi�n sale radiaci�n (en esto difiere del hoyo negro cosmol�gico), pero �sta de ninguna manera es reflejo de la que entr�, sino que es (luego de muchos rebotes) la emitida por sus paredes interiores; o sea que los fotones que salen son distintos de los que entraron, los cuales fueron absorbidos (tambi�n al cabo de algunos rebotes) por las paredes y las calentaron.

Por carecer de humedad en el suelo y en el aire, un desierto se parece a la Luna en tanto que hay poca dispersi�n de la luz por la atm�sfera y escasa inercia t�rmica; por esto �ltimo, un desierto es extremoso: ardiente al mediod�a y g�lido en la noche. Por otro lado, y asemejando al CN, un objeto de color oscuro absorbe y emite radiaci�n m�s eficientemente que uno claro. Juntos, ambos mecanismos dan lugar al siguiente r�cord: algunas rocas oscuras del Sahara experimentan cambios de temperatura, entre el d�a y la noche, de hasta 80°C.

LO BLANCO Y LO NEGRO

En el cap�tulo I dijimos que en el clima hay dos tipos de radiaci�n: solar y terrestre; la primera es primordialmente de onda corta o alta frecuencia y la segunda de onda larga o baja frecuencia. En el espectro electromagn�tico son pr�cticamente ajenas; la solar se ubica principalmente en la parte visible del espectro, con algo de ultravioleta y menos de infrarrojo; mientras que la terrestre es exclusivamente infrarroja. La superficie del Sol (llamada fotosfera) emite como un CN a unos 6 000°K, por lo que su pico de emisi�n est� en el color amarillo. En cambio, la temperatura en que se emite la radiaci�n terrestre es como veinte veces menor y, por lo tanto, la longitud de onda de su pico es veinte veces m�s larga.

Varios elementos del sistema clim�tico se comportan aproximadamente como CN para la radiaci�n de onda larga; tal sucede con el oc�ano, las nubes y el continente; sin embargo, su albedo, que generalmente se refiere a la radiaci�n de onda corta, no es cero. Por su parte, la atm�sfera tiene un comportamiento espectral diferente: selectivo, seg�n la longitud de onda. Comencemos por la radiaci�n solar: la atm�sfera es transparente a la luz visible y deja pasar bien las microondas y las ondas cortas de radio, pero el vapor de agua absorbe el infrarrojo y la ionosfera refleja (hacia el espacio exterior) las ondas de radio mayores; el ozono estratosf�rico absorbe casi todo el ultravioleta, el cual ioniza los �tomos; los componentes espectrales de menor longitud de onda (rayos X y g) son tambi�n absorbidos por mol�culas y �tomos atmosf�ricos. Sin embargo, los rayos g, de origen c�smico y muy alta energ�a, s� penetran hasta la superficie. En cuanto a la radiaci�n terrestre, la atm�sfera es muy opaca (funciona casi como CN); pero tiene una "ventana" o intervalo de transparencia en onda larga, por cierto centrado en la longitud de onda correspondiente al pico de emisi�n de un CN a temperaturas terrestres. Esta selectividad espectral de la atm�sfera es, por un lado, la causa del efecto invernadero y, por otro, determinante de la observaci�n astron�mica, la cual dispone s�lo de dos ventanas atmosf�ricas, para las que fueron dise�ados los telescopios �pticos y los radiotelescopios, mientras que la astronom�a de rayos X, por ejemplo, depende de detectores montados en cohetes y sat�lites que funcionan fuera de la atm�sfera.

Definamos formalmente el espectro: es la distribuci�n de la intensidad de radiaci�n en funci�n de la longitud de onda; es decir, un espectro describe cu�nta energ�a se emite (o absorbe) en cada longitud de onda. La radiaci�n terrestre tiene la configuraci�n caracter�stica del espectro de un CN a temperaturas propias de la Tierra, del orden de cientos de grados Kelvin. Esta radiaci�n es infrarroja, por ende invisible, de modo que un CN a temperatura ambiente es realmente de color negro. Pero no es as� a temperaturas mayores. La radiaci�n del CN (tanto en cantidad emitida como en longitud de onda predominante) depende de la temperatura, y s�lo de ella. Para temperaturas de hasta algunos cientos de grados Kelvin la radiaci�n del CN es invisible; al calentarlo m�s, comienza a notarse a la vista en un tono rojizo oscuro; a temperaturas mayores va tom�ndose rojo, amarillo... blanco. Al mismo tiempo que disminuye su longitud de onda, la cantidad de radiaci�n emitida crece enormemente conforme la temperatura del cuerpo aumenta; esto se ilustra com�nmente con el hierro candente.

Un CN a 6 000°K tiene un espectro de emisi�n casi centrado en el visible; en consecuencia, la luz resultante es blanca. La superficie del Sol est� a esa temperatura y se comporta como CN; entonces, la luz que emite es blanca. Por lo tanto, a temperaturas de miles de grados Kelvin un CN no es de color negro, sino blanco.

Las nubes y la superficie de la Tierra, que se portan como CN para la radiaci�n de onda larga, no act�an como tales para la de onda corta; tienen albedo mayor que cero; p. ej., las nubes son muy blancas y reflejan buena parte de la radiaci�n solar. Pero no hay que confundir: tanto el Sol como las nubes tienen apariencia blanca, pero de naturaleza muy distinta; el Sol emite radiaci�n blanca, las nubes reflejan la radiaci�n blanca que viene del Sol y ellas mismas est�n a unos 260°K; a esta temperatura emiten radiaci�n, pero �sta de ning�n modo es blanca, sino infrarroja (invisible).

EL GRAN INVERNADERO

Hemos dicho que la atm�sfera (sin nubes) es casi transparente a la radiaci�n de onda corta y muy opaca a la de onda larga; en consecuencia, la radiaci�n que proviene del Sol llega casi intacta a la superficie de la Tierra (oc�ano y continente), pero gran parte de la emitida por la superficie queda atrapada en la atm�sfera. Los componentes del aire responsables de esta opacidad atmosf�rica son principalmente el vapor de agua y el bi�xido de carbono o anh�drido carb�nico (C0₂). El primero forma parte del aire en una fracci�n que disminuye r�pidamente con la altura (de hecho, fuera de la troposfera est� ausente) y el segundo constituye una fracci�n constante en todos los niveles; pero como el aire mismo se aten�a conforme uno sube en la vertical, entonces el C0₂ tambi�n decrece con la altura (aunque m�s despacio que el vapor de agua).

Lo anterior implica que la radiaci�n de onda larga, que sale de la superficie y se eleva a trav�s de la atm�sfera, se va quedando en ella, m�s en los niveles bajos y menos en los altos. O sea que la atm�sfera no se calienta de arriba (por el Sol), sino de abajo (por la radiaci�n terrestre); adem�s, este calentamiento es diferencial: las capas inferiores se calientan m�s, por estar m�s cerca de la superficie emisora y por tener mayor concentraci�n de los gases que atrapan esta radiaci�n; las superiores se calientan menos por estar m�s lejos de la superficie radiante, por recibir atenuada la radiaci�n —absorbida en la capa intermedia— y por tener menor concentraci�n de gases absorbedores.

Una burda analog�a de esto es la siguiente. Alguien est� durmiendo con cinco cobijas encima; si llamamos primera a la que toca la s�bana y quinta a la colcha, tenemos que al meter la mano entre la primera y la segunda sentimos m�s calor que entre la cuarta y la quinta; es decir, las cobijas se calientan por abajo, el calor cedido por el durmiente va de la primera a la quinta y la temperatura disminuye en ese mismo orden. Este efecto se acent�a si (como pasa en la troposfera), la primera cobija es m�s gruesa que la segunda, �sta m�s que la tercera, etc.; de manera que la atm�sfera es la cobija de la Tierra y la mantiene en una temperatura confortable, propicia para la vida.

Sin embargo, la atm�sfera no est� quieta ni estratificada en capas fijas; por convecci�n, el aire superficial asciende; simult�neamente, el hueco dejado se llena con aire que desciende. Este proceso es continuo y suave, pero a veces es violento; ejemplo visible se da en �poca de aguas, cuando luego del mediod�a se forman c�mulo-nimbus (nubes de desarrollo vertical), presagio de aguacero; por eso es m�s com�n que llueva de tarde que de ma�ana, ya que la elevaci�n del aire hasta alturas donde se condensa y precipita es consecuencia del calentamiento del suelo. Claro que muchos otros mecanismos producen lluvia; incluso puede suceder lo opuesto, que llueva en la madrugada, momento de mayor fr�o, y no hay contradicci�n, pues en ambos casos se debe a la convecci�n; en el primero (lluvia vespertina), se calienta la atm�sfera por abajo, y en el segundo se enfr�a por arriba-mecanismos equivalentes.

Pensar�a uno que esta amalgama de procesos radiacionales y convectivos, adem�s de la advecci�n atmosf�rica y otros fen�menos, dar�a por resultado un perfil t�rmico vertical muy complicado y cambiante, pero no es as�; en la troposfera resulta que la temperatura var�a con la altura de un modo muy simple, disminuyendo uniformemente: por cada kil�metro que uno sube la temperatura baja 6.5°C. A esta tasa de decremento (6.5°/km) se le llama gradiente t�rmico, y es casi igual en todos lados y en todo momento.

No estamos diciendo que la temperatura sea igual siempre y dondequiera, sino que, independientemente de la temperatura registrada en un punto e instante, 1 km encima el aire est� 6.5°C m�s fr�o, a los 2 km es 13°C m�s fr�o, etc.; o sea que la temperatura de toda la troposfera cambia junto con la del aire superficial, seg�n pase el tiempo o nos movamos de un lugar a otro. Esta simplificaci�n es muy aproximada a la realidad, y suponerlo en los modelos atmosf�ricos da buenos resultados.

El hecho de que la atm�sfera deje pasar la radiaci�n solar y bloquee parcialmente la terrestre da lugar al llamado efecto invernadero (normal); pero esta denominaci�n es inexacta, pues el calor atrapado por un invernadero es m�s bien consecuencia de que el techo impide la circulaci�n vertical del aire entre el interior y el exterior, inhibiendo la convecci�n.

UNA MALA INVERSI�N

El gradiente t�rmico se observa claramente cuando uno viaja de la ciudad de M�xico (D.F.) a Cuernavaca: mientras uno sube, hace m�s fr�o, hasta llegar a Tres Mar�as, luego va haciendo m�s calor conforme uno baja. Esto ilustra que la temperatura disminuye al aumentar la altura, y aunque esto es lo normal, a veces pasa lo contrario; en lugares muy fr�os, como por ejemplo en los polos todo el tiempo y en el D.F. durante las ma�anas de invierno, la temperatura del suelo baja tanto que a su vez enfr�a al aire superficial al grado que �ste est� m�s fr�o que el aire superior; entonces la temperatura aumenta con la altura; es decir, el gradiente t�rmico se voltea, a esto se le llama inversi�n t�rmica (IT).

Bueno, �y por qu� se enfr�a el suelo? Porque la superficie siempre est� emitiendo radiaci�n, aunque no la reciba del Sol; y lo hace porque tiene calor guardado, pero al irradiar pierde esta reserva y se enfr�a; adem�s, va a enfriarse m�s entre menor sea su reserva de calor o entre mayor sea el tiempo que ha estado sin recibir Sol. Esta reserva se abate en las largas noches de invierno y en la enorme noche polar; adicionalmente, en los valles (como el de M�xico), el aire fr�o de las monta�as que los rodean se escurre por las laderas en la noche y refuerza la IT.

Esto �ltimo se debe a otro fen�meno f�sico, que es el causante del peligro contaminante de una IT; como ya se dijo, el aire caliente inferior sube y el fr�o superior baja; esto es lo normal, pero cuando hay IT el aire fr�o (pesado) est� abajo y all� se queda, y el que est� encima es m�s caliente (ligero) y se bloquea la convecci�n vertical de la atm�sfera. En condiciones normales, la convecci�n dispersa (hacia las alturas) el esmog que se acumula en lugares como el D.F.; sin embargo, en una ma�ana de IT los contaminantes producidos la v�spera no se van, quedan atrapados abajo y a ellos se a�aden los que se producen en el nuevo d�a. De modo que la IT s�lo es peligrosa cuando hay contaminaci�n; en los valles rurales tambi�n se presenta, pero all� les tiene sin cuidado.

Ahora bien, �qu� tan peligrosa es la IT en el D.F.? Bueno, pues causa molestias y enfermedades, y puede ser fatal si dura varios d�as; normalmente en el D.F. dura unas cuantas horas, porque al levantarse el Sol y calentar la superficie, se rompe la IT. Tenemos la ventaja de estar en una latitud baja, lo que significa que —a�n en invierno— el Sol se eleva considerablemente y est� presente durante varias horas al d�a; adem�s el cielo invernal es normalmente raso; en ciudades en las que la IT ha sido fatal, el Sol se eleva poco y durante pocas horas del d�a, o est� nublado. Tenemos, sin embargo, una fuerte desventaja: la altitud del D.F. (mucho mayor que la de aquellas ciudades), que hace que nuestra atm�sfera sea tenue de por s�, escasa de ox�geno; de manera que el aire puede llegar a ser letal con menos contaminantes que en las otras urbes, lo cual implica que una IT en el D.F. puede causar muertes aunque dure menos. Los episodios tr�gicos m�s sonados son los siguientes: uno en el valle de Meusa, B�lgica (1930), y otro en Danora, Pennsylvania (EUA, 1948), con decenas de muertos en cada uno; en Londres, Inglaterra, uno en 1952 y otro en 1956, con miles de decesos. Nuestro pa�s no se salva: en 1950 la toxicidad atmosf�rica caus� m�s de 20 muertos en Poza Rica, Veracruz.

No hay que confundir la IT con el efecto invernadero (posiblemente la confusi�n viene de tener ambas expresiones la ra�z "inver-"), pues en algunos aspectos son exactamente lo contrario.