I. �QU� HACE AL CLIMA?
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Sale el Sol y el Sol se pone; corre hacia su lugar y all� 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 r�os van al mar y el mar nunca se llena; al lugar donde los r�os van, all� vuelven a fluir. |
Eclesiast�s, 1, 5-7 |
AUNQUE el escenario principal del clima es la atm�sfera, �ste
tambi�n act�a en los oc�anos y los continentes. De todas las capas que tiene
la atm�sfera s�lo en la m�s baja, llamada troposfera, hay clima. Esta
capa tiene algunas peculiaridades; en ella est� contenida toda el agua atmosf�rica
y, como la mitad del clima est� constituida por la humedad (en forma de nubes,
precipitaci�n, heladas, etc.), en las capas superiores de la atm�sfera no hay
clima.
Adem�s, la otra mitad del clima —la temperatura— tiene, en las capas altas, un significado diferente del clim�tico. Arriba de los 100 km de altura, la temperatura se dispara hasta valores entre 200 y 1 500ºC, y, sin embargo, hace mucho fr�o; esta aparente contradicci�n no es tal: la temperatura es enorme, pero la atm�sfera es muy tenue (de muy baja densidad) y a esto se debe que no haga calor; esta alta temperatura s�lo se refiere a la gran velocidad que tienen las escasas mol�culas de aire.
La troposfera tiene otra caracter�stica importante: en ella la temperatura disminuye uniformemente a medida que se asciende. El espesor de la troposfera no es igual en todo lugar y �poca; 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 l�mite superior de la troposfera se llama tropopausa. Encima est� la estratosfera, famosa por alojar la capa de ozono que nos protege de la radiaci�n solar ultravioleta. Por cierto, en la estratosfera los vientos soplan de este a oeste durante 12 meses, y al rev�s los 12 siguientes; la periodicidad de este fen�meno no es exactamente de dos a�os, pero casi; por eso se le llama oscilaci�n cuasibienal. Esto es un ejemplo de diferencia dr�stica con el clima, cuya periodicidad es anual. M�s all� de la estratosfera siguen otras capas: mesosfera, termosfera, etc�tera.
Ahora bien, el clima no s�lo act�a en la parte gaseosa del planeta. La componente l�quida de la Tierra tambi�n lo es del sistema clim�tico; atm�sfera y oc�ano interact�an t�rmica, hidrol�gica y din�micamente, o sea que intercambian calor, agua e �mpetu. El oc�ano es el principal regulador del clima; �ste no se calienta (o enfr�a) si previamente no est� caliente (o fr�o). En el ciclo anual esto es f�cil de ver; el Sol es la fuente primordial de calor y el d�a que menos radiaci�n recibe el hemisferio norte es el 21 de diciembre; pero �se no es el d�a m�s fr�o del a�o; las temperaturas m�s bajas se registran hasta fines de enero. El oc�ano 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 enfr�e y esto le lleva aproximadamente un mes. An�logamente sucede en la �poca de calor; el d�a que m�s radiaci�n recibe este hemisferio es el 21 de junio y los d�as m�s calurosos del a�o se presentan (normalmente) hasta que el oc�ano reacciona, un mes despu�s. A esta propiedad de resistirse al cambio de temperatura se le llama inercia t�rmica o capacidad calor�fica.
El continente tambi�n tiene esta propiedad, pero es insignificante comparada con el oc�ano; por eso responde mucho m�s r�pidamente, aunque no al instante, a los cambios de radiaci�n solar. Para visualizar esto, examinemos el ciclo diario de temperatura. El momento m�s fr�o del d�a normal es alrededor de media hora despu�s de que sale el Sol; o sea, hasta que la tierra comienza a absorber radiaci�n, luego de enfriarse durante la noche. Por otro lado, y de modo an�logo, la temperatura m�s alta del d�a se registra normalmente unas dos horas (es decir, como a las 2 p.m.) despu�s de que el Sol pasa por la c�spide de su trayectoria diurna (como a las 12 del d�a); 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 d�a el piso que la rodea est� muy caliente comparado con el agua y al amanecer aqu�l est� m�s fr�o que �sta.
Por las consideraciones anteriores podemos afirmar que el continente tiene una inercia t�rmica despreciable comparada con la del oc�ano, y esto por dos razones: por un lado, el calor espec�fico del agua triplica el del suelo y, por otro, la capa continental que interact�a con el clima es diez veces m�s delgada que la oce�nica.
En el s�tano del Observatorio de Par�s, a 28 m de profundidad, funciona un term�metro colocado all� 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 clim�tica es indetectable. Esto se debe a que el suelo es muy mal conductor del calor (es decir, su conductividad t�rmica es muy peque�a).
Sin embargo, el continente participa en el clima por otros canales. Uno muy importante es su color (propiamente, albedo), pues de �l depende la cantidad de radiaci�n solar absorbida por el suelo, que lo calienta y luego tambi�n calienta al aire. Otro proceso clim�tico en que la tierra desempe�a un papel relevante es el intercambio de humedad. El continente (sobre todo su cubierta vegetal) suministra vapor a la atm�sfera; asimismo absorbe agua (aportada por la precipitaci�n), fundamental para la vegetaci�n (agr�cola y silvestre). Adem�s, 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 vegetaci�n, lo que tambi�n altera el albedo.
Regresemos al mar para puntualizar algunas otras cosas. La capa oce�nica que act�a en el clima es muy somera (unas decenas de metros) comparada con la profundidad media del oc�ano (3.8 km) y se le llama capa mezclada en virtud de que est� en constante agitaci�n 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 �poca. En el fondo de la capa mezclada comienza la termoclina; en ella la temperatura disminuye conforme aumenta la profundidad. Las capas oce�nicas que subyacen a la mezclada reaccionan a los cambios t�rmicos con siglos o milenios de retraso.
De acuerdo con estimaciones de algunos investigadores, el efecto invernadero (resultado del aumento del C02 atmosf�rico) ya deber�a notarse como un incremento de la temperatura; el hecho de que esto no se registre a�n claramente significa —al parecer— que las capas profundas del oc�ano est�n 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 est� bien representado en sus modelos del clima.
Volviendo a la capa mezclada, a pesar de ser relativamente delgada representa un gran reservorio t�rmico (enorme, comparado con el del continente), que si no existiera producir�a veranos mucho m�s ardientes e inviernos mucho m�s g�lidos.
Echemos un vistazo ahora a la formidable complejidad del sistema clim�tico, constituido por gran cantidad de par�metros, variables e interacciones; ejemplificar� con algunos de ellos, tratando de que sean los m�s significativos.
En la secci�n anterior se vio que el clima tiene lugar en la atm�sfera, el oc�ano 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 oc�anos y continentes.
En la introducci�n especificamos que la escala temporal de los fen�menos clim�ticos abarca un mes o m�s 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 hemisf�rica o la global). Entre las escalas espaciales resaltaremos las intermedias y mayores, de al menos cientos de kil�metros, pues los modelos m�s usados —incluyendo el nuestro— no tienen mayor resoluci�n o detalle que en este orden de magnitud. Por esta raz�n, aunque los huracanes abarcan extensiones horizontales hasta de miles de kil�metros, no figuran en el clima como sucesos individuales, puesto que duran menos de un mes; no obstante, su efecto medio tiene importancia clim�tica, pues transportan calor del ecuador a los polos, y este mecanismo generalmente se incorpora a los modelos como turbulencia.
A causa de su tama�o relativamente peque�o, los glaciares alpinos no tienen importancia en nuestra escala clim�tica; en consecuencia, consideramos a la criosfera como constituida s�lo por los casquetes polares y sus extensiones.
Antes de continuar, definamos formalmente el albedo: es la fracci�n de la radiaci�n 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 atm�sfera, a lo reflejado y lo absorbido hay que agregar lo transmitido. P. ej., el parabrisas de un coche, rebota hacia fuera parte de la radiaci�n que recibe, deja pasar al interior otra porci�n y el resto se queda en el vidrio y lo calienta. En el clima tenemos que el continente, el oc�ano, la criosfera y las nubes bajas son opacos y no trasmiten la radiaci�n; en estos casos lo absorbido s� es la resta de lo incidente menos lo reflejado.
S�lo la parte absorbida de la radiaci�n calienta a un cuerpo; ni lo reflejado ni lo trasmitido lo hacen. Por lo tanto, entre menor sea su albedo (etimol�gicamente "blancura"), un cuerpo que recibe radiaci�n eleva m�s su temperatura. Por eso, cuando traemos ropa oscura sentimos m�s los rayos solares; y un coche negro (de albedo casi 0) expuesto al Sol se calienta m�s que uno blanco (de albedo cercano a 100%).
La superficie de la Tierra presenta diferentes albedos seg�n su naturaleza; as�, el hielo tiene el mayor albedo (hasta 80%) y el oc�ano el menor (hasta 6%). Por esto, al variar la extensi�n del casquete helado se produce el mayor cambio de albedo de la superficie. Esta es la principal funci�n de la criosfera en el clima, aunque tambi�n influye en otros procesos; p. ej.: el intercambio de calor y humedad entre el oc�ano y la atm�sfera es muy diferente cuando est� 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 congelaci�n; pero esto no basta; sobre el continente se requiere tambi�n agua (precipitaci�n) para que se emplace hielo y nieve.
El Sol es el motor del clima; su calor llega al planeta en forma de radiaci�n y su llegada acciona a la gran m�quina t�rmica que es el sistema clim�tico. La cantidad de rayos solares que llega al tope de la atm�sfera depende de la latitud (distancia angular al ecuador) y la �poca del a�o. De esta radiaci�n incidente, una porci�n es reflejada hacia el espacio exterior por la atm�sfera y las nubes; otra es captada por �stas y la restante alcanza la superficie. De la radiaci�n que llega a la superficie, una parte rebota hacia arriba y el resto es absorbido. De lo reflejado, una fracci�n se encuentra con las nubes, las cuales capturan una parte y rebotan el sobrante hacia abajo... Y as� sucesivamente.
Cada vez que incide radiaci�n en la faz de un cuerpo, una parte (la reflejada) regresa en la direcci�n de procedencia sin ser aprovechada y el resto (la absorbida) penetra al cuerpo y lo calienta; ya caliente, �ste emite tambi�n la radiaci�n en todas direcciones. P. ej., una nube lo hace para arriba (hacia el espacio exterior) y para abajo (hacia la superficie), pero esta radiaci�n emitida tiene caracter�sticas diferentes a la incidente, de la cual se origin�. Se acostumbra llamar, entre otros nombres, radiaci�n solar a la proveniente del Sol, aun luego de varios rebotes, y radiaci�n terrestre a la emitida por cualquier elemento del sistema clim�tico (oc�ano, nubes, etc.) —luego de haber sido calentado por la radiaci�n solar que absorbi�.
Por lo tanto, debemos a�adir a la mara�a de intercambios radiacionales descrita antes, la correspondiente a la radiaci�n terrestre. V. gr., de la emitida hacia abajo por las nubes (calentadas desde arriba por el Sol), una fracci�n es absorbida por la parte de la atm�sfera que est� entre ellas y la superficie, y el resto pasa a trav�s de ella y llega a la superficie, que a su vez... En fin.
Para complicar m�s lo anterior debemos mencionar que una misma faz (p. ej., la superficie del oc�ano) se comporta de un modo con la radiaci�n solar y de otro con la terrestre; esto es, tiene diferente albedo para cada una.
As�, puede verse que los procesos radiacionales (llamados tambi�n radiactivos-no radiactivos) son afectados por la extensi�n de la criosfera y por la nubosidad, que es la fracci�n horizontal del cielo cubierto por nubes.
Adicionalmente, el albedo de la atm�sfera aumenta con la cantidad de polvo, cenizas y aerosoles suspendidos en ella. Esto es notable en erupciones volc�nicas, como la del Chich�n en 1982, que inyectan materiales hasta la estratosfera, donde permanecen por a�os.
Resulta entonces que el albedo planetario est� determinado por lo que hay en la atm�sfera (nubes, aerosoles, etc.) y por las caracter�sticas de la superficie. Por otro lado, la transparencia de la atm�sfera a la radiaci�n terrestre depende del vapor de agua y del C02, y el aumento de �ste es la principal causa del efecto invernadero.
Creo que los p�rrafos anteriores ilustran grosso modo las interacciones radiactivas b�sicas del clima y tambi�n 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 m�s sentimos, la que m�s cambia y la que m�s lo caracteriza. Depende principalmente del balance de radiaci�n: contabilidad de la radiaci�n que entra y la que sale.
El viento contribuye a determinar el campo (o distribuci�n espacial) de temperatura en la troposfera, pues al llegar aire fr�o la temperatura baja. Pero, asimismo, la temperatura influye en el movimiento del aire; p. ej., cuando el suelo se calienta, el aire superficial tambi�n lo hace; como consecuencia, su densidad disminuye y se eleva; el hueco dejado se llena entonces con el aire m�s fr�o circundante, y esto produce viento; este mecanismo se manifiesta en los litorales, con la brisa marina de d�a y la terrestre de noche. Algo parecido sucede con las corrientes marinas y la temperatura de la capa mezclada del oc�ano.
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 circulaci�n general de la atm�sfera y las corrientes oce�nicas est�n determinadas tanto por el campo t�rmico latitudinal (la temperatura disminuye del ecuador a los polos), como por las fuerzas debidas a la rotaci�n de la Tierra.
En la interfaz oc�ano-atm�sfera ocurren m�s cosas, a saber: intercambio vertical de calor sensible y latente. P. ej., si el agua tiene mayor temperatura que el aire, aqu�lla calienta a �ste; esto se llama transporte de calor sensible del oc�ano a la atm�sfera, y es mayor cuanto mayor sea la diferencia de temperatura (esta diferencia espacial se llama gradiente); pero este transporte (vertical) no s�lo depende del gradiente (vertical) de temperatura, sino que tambi�n depende de la velocidad (horizontal) del viento; el calor pasa del oc�ano a la atm�sfera seg�n esta velocidad. Este proceso es turbulento y, por lo tanto, dif�cil 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 atm�sfera, sino hasta despu�s, cuando el vapor se condensa, forma nubes y libera ese calor a la troposfera. Sin embargo, aunque la evaporaci�n no calienta inmediatamente al aire que la recibe, s� enfr�a 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 s�lo depende del viento y del gradiente de temperatura (como el sensible), sino tambi�n de la humedad relativa del aire; cuanto m�s seco est�, la evaporaci�n es mayor. Una vivencia de este proceso tiene que ver con nuestra temperatura corporal y la transpiraci�n; al usar un ventilador (o abanicamos con otra cosa) nos refrescamos por evaporaci�n: el viento producido retira sudor de nuestro cuerpo y con �l el calor necesario para evaporarlo (secar la piel); el calor perdido por el cuerpo hace que se enfr�e. La ventilaci�n tambi�n refresca porque reemplaza el aire que se calent� al estar en contacto con la piel, por aire m�s fr�o.
Otro ejemplo es la raz�n por la cual un recipiente de barro conserva m�s fresca el agua que uno de pl�stico o vidrio. El barro transpira (como nuestra piel); eso significa que una min�scula cantidad de agua lo atraviesa; la humedad exterior del jarro se evapora, aunque no haya viento, s�lo por estar m�s mojado que el aire; de este modo se pierde un poco de agua, pero la que queda se enfr�a un poco.
Remont�ndonos a las alturas troposf�ricas, encontramos que el vapor se condensa cuando se enfr�a; esto puede ocurrir porque se eleva (acarreado por corrientes verticales, producidas por el calentamiento del aire superficial, o al remontar monta�as) y entonces sufre expansi�n adiab�tica, o porque el viento (horizontal) lo lleva de un lugar c�lido a uno fresco. Por lo tanto, el viento influye tambi�n en la condensaci�n y �sta forma nubes (y lluvia). Y ya vimos c�mo la nubosidad afecta a la radiaci�n, y �sta a la temperatura y ... �Qu� l�o!
Un ejemplo cotidiano de condensaci�n se da cuando el parabrisas del coche se empa�a; el vapor de los pasajeros (principalmente por su espiraci�n) se condensa en el vidrio enfriado por la lluvia exterior. An�logamente, s�lo en d�as muy fr�os "vemos" el aire exhalado sobre todo por la boca; de hecho siempre sacamos vapor al respirar, pero cuando la temperatura ambiente es muy baja �ste se condensa inmediatamente y lo vemos salir por la boca; de manera que no estamos viendo aire ni vapor (pues ambos son invisibles, adem�s de inodoros e ins�pidos), sino peque�as gotas de agua como las que forman las nubes.
Siguiendo en esta l�nea, diremos que el roc�o 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 congelaci�n 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 m�s a la negra, ya que la escarcha protege relativamente a la planta, pues el hielo es buen aislante t�rmico, si no, preg�ntele a un esquimal metido en su igl�. Por tanto, el refr�n "Luna clara, pronta helada" tiene cierta validez: el vapor es transparente, pero al condensarse —sobre todo con el fr�o nocturno— forma nubes, bruma o calina; por eso la transparencia atmosf�rica generalmente implica sequedad, la cual facilita que la radiaci�n terrestre se fugue durante la noche y la temperatura baje.
Hemos explicado el transporte de calor latente y sensible en la interfaz oc�ano-atm�sfera; an�logamente 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 m�s complicado. Cuando la superficie es agua hay disponibilidad ilimitada de ella para ser evaporada; pero cuando es suelo (con todo y su vegetaci�n), el agua es limitada. En este caso la evaporaci�n depende del gradiente de humedad entre el suelo y la atm�sfera, e incluso puede llegar a invertirse el proceso, pues si la superficie est� m�s seca que el aire, �ste cede humedad a aqu�lla. Por otro lado, la morfolog�a del continente (rugosidad, vegetaci�n, orograf�a, etc.) difiere mucho de la de un cuerpo de agua (muy lisa); presenta un �rea mayor de la que la atm�sfera puede tomar calor y vapor, pero tambi�n 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 hidrol�gico en el clima, dado que varios de los procesos descritos (evaporaci�n, condensaci�n, etc.) implican intercambio de agua (materia), adem�s de calor (energ�a).
El agua est� presente en todo el escenario clim�tico (oc�ano, continente, atm�sfera, criosfera y nubes); en realidad el agua est� en la troposfera en una cantidad �nfima, comparada con la del oc�ano o el continente. Si toda la humedad atmosf�rica se condensara y cayera, qued�ndose el aire completamente seco, el suelo se cubrir�a de una capa de agua de 2.5 cm de espesor y el mar se elevar�a en igual cantidad; esto t�cnicamente se dice as�: el agua precipitable de la atm�sfera es de 2.5 cm en promedio. Naturalmente, �sta no es nada comparada con el oc�ano, y tambi�n es despreciable con relaci�n al agua contenida en los casquetes polares; algunos investigadores calculan que el aumento de C02 atmosf�rico en los pr�ximos 50 a�os fundir� parcialmente los glaciares, contribuyendo a elevar el nivel del mar hasta medio metro.
Bien... Entonces la atm�sfera contiene relativamente muy poca agua; sin embargo, �sta entra y sale en grandes cantidades; considere simplemente que la precipitaci�n global promedio asciende a 50 cm por a�o, veinte veces el agua precipitable.
Horizontalmente, el ciclo hidrol�gico es muy din�mico en la atm�sfera; en general, lo que se evapora en un sitio no se precipita ah� mismo. La humedad viaja lejos y se ve afectada por agentes distantes; se han encontrado relaciones como que la presencia de El Ni�o (fen�meno t�rmico recurrente del Pac�fico ecuatorial) afecta las lluvias del centro de M�xico.
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 r�os; otra porci�n penetra el suelo y recarga los mantos fre�ticos, etc., de modo que la parte continental del ciclo hidrol�gico tambi�n es importante; y... ni qu� decir de la contribuci�n oce�nica.
Hasta aqu� hemos hablado poco de la intervenci�n humana en el clima, p. ej. en el ciclo hidrol�gico. Esto obedece a dos razones: en primer lugar porque generalmente es m�s agradable hablar de la naturaleza cuando no est� alterada por el hombre y, en segundo, porque (afortunadamente) los efectos antrop�genos sobre el clima son locales (v. gr., grandes ciudades, presas, etc.) y pasan inadvertidos en la escala espacial (hemisferio) y en la resoluci�n (cientos de kil�metros) consideradas. En posteriores cap�tulos aludiremos a la acci�n humana en otros contextos clim�ticos.
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