1.2: Encabezamiento y Enfriamiento de la Superficie de la Tierra

CALENTAMIENTO Y ENFRIAMIENTO DE LA SUPERFICIE TERRESTRE

1.2.1 Introducción

Existe una rama de la climatología, llamada microclimatología, que se ocupa del clima en una localidad particular de la Tierra. Una parte importante de la microclimatología tiene que ver con lo que podría describirse como “el clima cercano al suelo”. ¿No parece eso un tema adecuado para un curso sobre el medio ambiente de la superficie terrestre?

La mayoría de las observaciones meteorológicas estándar que se hacen en las estaciones meteorológicas se toman a una altura estándar sobre el suelo que es un poco mayor que la altura de la persona promedio. En la mayoría de los casos, las condiciones justo en la superficie del suelo son bastante diferentes, en términos de velocidad del viento, temperatura y humedad. El clima cercano al suelo, y su efecto sobre la capa superior del suelo, es de obvia importancia no solo para la agricultura sino también para la ingeniería civil y ambiental, la arquitectura, la planeación e incluso la medicina.

1.2.2 Las estaciones

A menudo me encuentro preguntándome cuánto entiende la persona promedio sobre por qué hay estaciones, y por qué la altura del sol y la duración del día cambian en el transcurso de un año. Porque no sé mucho de eso (mi base de juicio es sólo anecdótica), me arriesgo a ser demasiado elemental o demasiado avanzado para ti en esta breve sección sobre las estaciones.

Primero, algunos datos sobre la geometría del sistema Tierra-Sol. La e\ Tierra gira alrededor del Sol, una vez en un año completo (¡así es como se define un año!) , en un plano que pasa por la órbita terrestre, llamado el plano de la eclíptica. La órbita terrestre es casi, pero no del todo, un círculo; en realidad es una elipse con una ligera excentricidad. Para darte una idea del grado de no circularidad de la órbita, la distancia máxima Tierra-Sol es de unos 152 millones de kilómetros y la distancia mínima es de unos 147 millones de kilómetros.

La única manera fácil de detectar por observación directa que la tierra gira alrededor del sol es astronómica: ver las estrellas a la misma hora todas las noches durante todo el año, y ver cómo cambia su posición. Hacen un circuito completo por los cielos en el transcurso de un año.

Sabes, por supuesto, que la tierra gira alrededor de su eje una vez al día, y eso es lo que causa la diferencia entre la noche y el día. (!) Si el eje de rotación de la Tierra fuera exactamente perpendicular al plano de la eclíptica, la duración del día y la altura del sol sobre el horizonte a una hora determinada del día (mediodía local, digamos) no cambiarían a lo largo del año, y las cosas no serían tan emocionantes como lo son en la realidad. (Por “día” aquí me refiero a la hora durante el día de 24 horas en que el sol está sobre el horizonte. La palabra “día” es bastante ambigua en el idioma inglés; piense en este aspecto de “día” como “día de día”)

De hecho, el eje de rotación de la tierra está inclinado al plano de la eclíptica en aproximadamente 23° 27', generalmente redondeado a 23-1/2°. Esto tiene consecuencias de largo alcance para las condiciones en la superficie de la Tierra. Como se puede ver en la Figura 1- 4, hay dos ocasiones durante el año, llamadas equinoccios (una en primavera, el 20 o 21 de marzo, y otra en otoño, el 22 o 23 de septiembre), cuando el eje de rotación de la tierra es exactamente perpendicular a la línea entre la tierra y el sol. En esas épocas del año, y sólo en esas horas, el día de luz del día dura exactamente doce horas en cada punto de la tierra.

¡El polo norte y el polo sur de la tierra representan casos especiales, en el sentido de que en la época de los equinoccios se ve que el sol se encuentra justo en el horizonte y hace un círculo completo alrededor del cielo cada 24 horas!

A veces a medio camino entre los equinoccios, llamados solsticios, el saxisofrotacionde la tierra se encuentra precisamenteen el planetatpasa a través de ambos lados y la tierra y es perpendicular al plano de la eclíptica (Figura 1-4). En esos momentos, uno de los polos de la Tierra apunta más cerca del sol y el otro polo apunta más lejos del sol. A la hora del solsticio de verano en el hemisferio norte, el 21 o 22 de junio, el sol es más alto en el cielo a una hora determinada del día, como al mediodía, y el día de luz es más largo. Por el contrario, en la época del solsticio de invierno en el hemisferio norte, el 21 o 22 de diciembre, el sol está más bajo en el cielo a una hora determinada del día, y el día de luz del día es deprimentemente corto, incluso inexistente.

Figura 1-4. La trayectoria anual de la Tierra en su revolución alrededor del Sol, mostrando cómo las estaciones resultan de las diferencias en el ángulo entre el eje de rotación de la Tierra y la línea Tierra-Sol. (De Strahler, 1975.)

(Si piensas que las cosas en la época del solsticio de invierno son malas en la latitud de Boston, piensa en cómo son en la latitud de las ciudades escandinavas, o Nome o Fairbanks en Alaska. Por otro lado, durante las legendarias “noches blancas” de San Petersburgo, a principios del verano, se dice que se puede leer un periódico a medianoche sin luz artificial.)

Pero el ángulo en el que el sol sale sobre el horizonte al amanecer, y el ángulo igual en el que el sol se pone debajo del horizonte al atardecer, sigue siendo el mismo a lo largo del año (Figura 1-5). Piensa cuidadosamente sobre la geometría de la Tierra— Sistema Solar para convencerte de ese hecho.

Por cierto, ¿se te ocurre alguna razón por la que los equinoccios y solsticios no caigan exactamente en los mismos días, en marzo y septiembre y en junio y diciembre, respectivamente, todos los años? Está relacionado con la existencia de años bisiestos. La duración astronómica del año —el tiempo que tarda la Tierra en hacer una revolución completa alrededor del sol— es cercana a 365-1/4 días, mientras que el año calendario tiene 365 días, por definición. Cada cuatro años agregan 29 de febrero al año, y hace que las cosas salgan casi bien, excepto no del todo, así que una vez cada siglo tienen que tener un ajuste extra de un día, etc., etc. eso hace que las épocas precisas del año en que ocurren los equinoccios y solsticios varíen dependiendo de la posición de el año dado relativo a los años bisiestos.

Figura 1-5. El camino del Sol en el cielo en los equinoccios y en los solsticios a 40° de latitud N. (Modificado de Strahler, 1975.)

Un punto final: el tiempo de distancia máxima del sol a la tierra, llamado afelio, cae el 4 de julio, y el tiempo de distancia mínima del sol a la tierra, llamado perihelio, cae el 3 de enero. Obsérvese (Figura 1-6) que (1) estos tiempos están desincronizados con las estaciones y (2) la tierra está más cerca del sol en el invierno del hemisferio norte, por un factor de aproximadamente 1.03 (152 x 106 km divididos por 147 x 106 km), lo que debido a la disminución del cuadrado inverso en la energía radiante del sol con la distancia del sol se traduce en un factor de alrededor de 1.07 (o siete por ciento, en lo que creo que es la forma convencional de enunciar porcentajes). También es algo bueno, excepto quizás para los fanáticos del esquí: si la situación fuera al revés, con la Tierra más alejada del Sol en el invierno del hemisferio norte, los inviernos en Nueva Inglaterra serían aún más duros de lo que son.

1.2.3 Luz solar

Como probablemente sabrás, el Sol es alimentado por la fusión termonuclear, por la cual el hidrógeno se fusiona al helio con una enorme liberación de energía. La superficie del Sol, a una temperatura de aproximadamente 6000°C, irradia energía en todas las direcciones en un amplio rango de longitudes de onda. La Tierra intercepta una pequeña fracción de esa energía radiante, en forma de luz solar. La mayor parte de la parte ultravioleta de la radiación se absorbe antes de que llegue a la superficie de la Tierra, aunque en los últimos tiempos la degradación de la capa de ozono como consecuencia de ciertos gases refrigerantes artificiales en la atmósfera superior ha llevado a una mayor radiación ultravioleta en la superficie, especialmente a altas latitudes. Los efectos de los gases artificiales sobre la capa de ozono, y sus consecuencias para la radiación ultravioleta, es un campo de investigación activa de químicos y físicos atmosféricos en la actualidad.

Figura 1-6. La órbita de la Tierra alrededor del Sol, y las estaciones. (Modificado de Strahler y Strahler, 1992.)

¿Cuánta energía del Sol llega a la tierra? Piense en un centímetro cuadrado de área, orientado perpendicular a la línea entre la Tierra y el Sol y fuera de la atmósfera terrestre. La tasa de entrega de energía radiante a ese centímetro cuadrado es de muy cerca de dos gramos de calorías por minuto. Esto a menudo se conoce como dos langleys por minuto, siendo un langley un gramo de calorías por centímetro cuadrado. Este valor se llama la constante solar, aunque de hecho no es del todo constante: varía ligeramente dependiendo de dos efectos:

• cambios en la salida del sol, conectados con cosas como llamaradas solares; y

• cambia en el transcurso de un año, porque la órbita terrestre alrededor del sol no es un círculo sino una elipse con una pequeña excentricidad, como ya has visto.

¿Cómo puedo darte una idea de lo que significa la constante solar en la vida cotidiana? En primer lugar, debo señalar que el flujo de energía (con eso me refiero a la tasa de entrega de energía por unidad de área perpendicular a la dirección de la radiación) es como máximo aproximadamente la mitad que justo fuera de la atmósfera, o alrededor de un langley, debido a la inevitable absorción y reflexión, incluso en el días más claros. En días nublados, o cuando el sol brilla en un ángulo bajo a través de la atmósfera, el valor es correspondientemente mucho menor.

Todos ustedes tienen algo de experiencia con la cantidad de energía que se necesita para calentar el agua. Pones una olla con agua en la estufa, enciendes el quemador, y esperas y esperas a que hierva el agua. Como aprenderás más en un capítulo posterior, el agua tiene una capacidad calorífica específica muy alta: se necesita mucha energía para elevar la temperatura del agua en una cantidad determinada.

Supongamos que tenías un pequeño cubo, un centímetro a cada lado, lleno de agua y orientado con una cara orientada directamente a la luz solar. Las otras cinco caras están perfectamente aisladas de su entorno, y la cara que atrapa la luz del sol es completamente transparente a la energía entrante del sol pero no puede devolver el calor a su entorno. ¿Cuánto tiempo tardaría en calentar el agua contenida en el cubo desde la temperatura de congelación (0°C) hasta la temperatura de ebullición (100°C)? Respuesta: unos 100 minutos.

1.2.4 Calefacción y Refrigeración de la Superficie

La superficie del suelo es la interfaz entre la atmósfera y el material sólido y líquido de la tierra. La superficie del suelo es donde la radiación solar es interceptada y convertida en calor. También es la fuente de radiación de onda larga saliente. Es donde se evapora el agua líquida y donde las precipitaciones entrantes se almacenan como humedad del suelo y agua subterránea. Primero, en los dos párrafos siguientes, se encuentran algunas cosas muy generales sobre calefacción y refrigeración. Entonces, después de algunos antecedentes más físicos, hay más detalles sobre el calentamiento y enfriamiento de la superficie de la Tierra.

Las áreas bajas suelen ser más frías por la noche que los terrenos más altos cercanos. En noches despejadas, el suelo se enfría ya que su calor se irradia al espacio. El suelo frío enfría entonces el aire cerca del suelo. El aire frío es ligeramente más denso que el aire suprayacente, por lo que tiende a fluir lentamente cuesta abajo, de la misma manera que el agua fluye cuesta abajo. El aire frío “estanques” en zonas bajas. Se trata de lugares donde las primeras heladas de otoño son más tempranas y donde las últimas heladas de primavera son más recientes. Si alguna vez tienes la oportunidad de plantar árboles frutales, ¡plantarlos en el terreno más alto alrededor!

En zonas montañosas, las laderas orientadas al norte obtienen menos sol que las pendientes orientadas al sur. Las temperaturas locales en las laderas orientadas al norte son más frías que en las laderas orientadas al sur, tanto en verano como en invierno. En zonas con nieves invernales, la nieve se derrite mucho más tarde en laderas orientadas al norte. Incluso a distancias de pocos metros, la diferencia de microclima entre un área soleada y abierta con baja vegetación herbácea y una arboleda cercana de árboles altos puede ser espectacular.

Todo el mundo sabe que la superficie de la Tierra tiende a calentarse en un día soleado y enfriarse en una noche clara. Veamos más a fondo cómo sucede esto. Se deben tomar en cuenta muchos efectos diferentes e interesantes.

Si no hubiera atmósfera, las cosas serían bastante simples: el Sol irradia energía a la superficie de la Tierra a longitudes de onda cortas, la mayor parte de ella absorbida pero parte de ella reflejada, y la Tierra volvería a irradiar esa energía al espacio a longitudes de onda más largas, y la temperatura de la superficie se volvería ajustado para que la radiación de onda larga saliente equilibrara la radiación entrante de onda corta durante mucho tiempo. (Para que esa afirmación tenga más sentido para ti, debes ser consciente de que la intensidad de emisión de radiación de un cuerpo aumenta con la temperatura del cuerpo, ¡hasta el cuarto poder! Eso se llama la ley Stefan- Boltzmann.)

Algunas palabras adicionales sobre el reflejo de la radiación solar entrante por la superficie de la Tierra de regreso al espacio están en orden aquí. La reflectividad local varía mucho dependiendo de lo que cubra la superficie. Se extiende desde hasta el 95%, para la capa de nieve fresca, hasta tan solo un poco por ciento, para superficies de agua con sol alto. La Figura 1-7 es una tabla que da valores aproximados de reflectividad para diversos tipos de superficie. El gran promedio general para toda la tierra (es decir, el porcentaje de radiación solar entrante interceptada por toda la tierra que se refleja de regreso al espacio, en promedio a largo plazo), se llama albedo de la tierra; su valor es de aproximadamente 30%.

Figura 1-7. El albedo de diversos tipos de superficies. (De Geiger, 1965.)

En el mundo real, con una gruesa cobertura atmosférica, la situación en la superficie del suelo es mucho más complicada, en gran parte en virtud de dos efectos:

• La atmósfera refleja y dispersa parte de la radiación solar entrante. (La dispersión es el proceso mediante el cual los átomos, las moléculas y las partículas diminutas en la atmósfera interactúan con ondas electromagnéticas que pasan cuyas longitudes de onda son aproximadamente las mismas que el tamaño de las partículas, provocando que una parte de las ondas se desvíe en una amplia gama de direcciones). Lo que llega a la superficie es una combinación de radiación directa y radiación indirecta, dispersada hacia abajo. La propia atmósfera absorbe parte de la radiación solar entrante, pero, quizás sorprendentemente, no mucha. (Nota incidental: las longitudes de onda más cortas son más susceptibles a la dispersión que las longitudes de onda más largas, por lo que la radiación indirecta de dispersión descendente que vemos en la superficie terrestre tiende a estar en la parte de longitud de onda más corta del espectro visible, de ahí el cielo azul en un día claro. De la misma manera, el sol amarillo, naranja o incluso rojo visto al amanecer o al atardecer es consecuencia de la mayor dispersión de las longitudes de onda más cortas durante el largo paso inclinado de los rayos del Sol a través de la atmósfera, dejando principalmente la radiación de longitud de onda más larga para llegar a nuestro ojos.)

• Gran parte de la retroradiación de longitud de onda larga al espacio desde la superficie terrestre es absorbida por la atmósfera. Parte de la energía absorbida es re-irradiada de nuevo a la superficie de la tierra, y otra es re-irradiada hacia el espacio. El efecto importante aquí es que hay una radiación neta de energía de longitud de onda larga al espacio, pero las magnitudes casi iguales de radiación de longitud de onda larga de ida y vuelta entre la superficie y la atmósfera es mucho mayor que la radiación neta al espacio. Este es el famoso efecto invernadero.

Ciertos gases atmosféricos ocupan un lugar destacado en la absorción de la radiación terrestre de onda larga saliente por la atmósfera, entre los que destacan el vapor de agua, el dióxido de carbono, el metano, el ozono y ciertos gases artificiales como los clorofluorocarbonos. Es este efecto invernadero fortalecido, provocado por la creciente concentración de gases antropogénicos de efecto invernadero, el que se piensa que es la causa del calentamiento global (pero la situación es en realidad más complicada, en gran parte debido a los cambios potenciales aún poco entendidos en la cobertura de nubes; para tal razones, el calentamiento global tiene sus escépticos responsables). Cada gas de efecto invernadero absorbe la radiación terrestre saliente de onda larga en diferentes segmentos del espectro electromagnético; se combinan para dejar solo ventanas estrechas de transparencia (Figura 1-8).

El vapor de agua, por ser un absorbedor efectivo de la radiación terrestre de onda larga y porque está presente en la atmósfera en concentraciones mucho mayores que cualquiera de los otros gases de efecto invernadero, es el gas de efecto invernadero número uno (pero los otros, lo más importante el dióxido de carbono, la humanidad tiene cierto control sobre, que no es el caso del vapor de agua). ¡Cuidado con lo que lees en los medios de comunicación acerca de que el dióxido de carbono es el gas de efecto invernadero más importante! También podría señalar aquí que el efecto invernadero es mucho más nuestro amigo que nuestro enemigo: si no fuera por el efecto invernadero, la Tierra sería un planeta congelado y sin vida.

También es necesario estar al tanto de varios procesos fácilmente comprensibles específicos de la superficie terrestre, que son factores importantes en el presupuesto de calor de la superficie:

Figura 1-8. La absortividad de los gases de efecto invernadero seleccionados de la atmósfera y de la atmósfera en su conjunto. (De Lutgens y Tarbuck, 2004.)

• Cuando la superficie es más cálida que la atmósfera inmediatamente superpuesta, el calor se conduce del suelo a la atmósfera; cuando la superficie está más fría que el aire de arriba, el calor se conduce hacia abajo del aire al suelo.

• A medida que la superficie del suelo se calienta, el calor se conduce hacia abajo hacia niveles más profundos del suelo; a medida que la superficie del suelo se enfría, el calor se conduce hacia arriba desde los niveles más profundos.

• Siempre que la humedad relativa sea inferior al 100%, la humedad del suelo presente en la superficie del suelo, o arrastrada hacia arriba a la superficie del suelo por acción capilar, se evapora a la atmósfera, entregando así calor latente a la atmósfera. (Como aprenderá en la Sección 3 a continuación, se necesita mucha energía térmica para evaporar el agua líquida; esa energía se libera a la atmósfera cuando el vapor de agua se condensa en agua líquida).

• Se agrega algo de calor a la superficie del suelo por condensación de rocío en noches claras, pero ese no es un efecto importante; lo que es más importante es la entrega de precipitación a la superficie del suelo desde arriba. Si la temperatura de la lluvia es mayor que la de la superficie, la superficie se calienta, y viceversa.

No es fácil hacer una declaración simple sobre el estado de la superficie del suelo en términos de calor, ya que todos los efectos y procesos anteriores varían con la hora del día, el estado del clima, la época del año y la zona climática. Pero la próxima vez que estés al aire libre y alrededor, mirando la superficie del suelo, quiero que pienses en todos los procesos anteriores, actuando simultáneamente para fijar la temperatura de la superficie. Sólo para un resumen, mire la Figura 1-9, que muestra los diversos procesos, y de manera cualitativa sus magnitudes típicas, en un día soleado de verano y en una clara noche de verano. Los efectos principales son: radiación solar entrante absorbida por el suelo (S), que es una combinación de radiación directa y descendente; radiación solar entrante reflejada desde el suelo (R); radiación entrante de onda larga desde la atmósfera (LI); radiación de onda larga saliente hacia la atmósfera y el espacio exterior ( LO); conducción de calor del suelo al aire suprayacente o del aire suprayacente al suelo (C); y pérdida (o ganancia menor) de calor del suelo por evaporación de la humedad del suelo (V).

En promedio, en el transcurso de un año, hay una ganancia neta de calor por insolación (el término utilizado para describir la totalidad de la radiación solar que llega a la 'satmosfera de la Tierra) enlatitudesandanetlossathighlatitudes.Ese desequilibrio tiene que ser inventado de alguna manera, porque la Tierra' s la temperatura media de la superficie cambia muy lentamente con el tiempo. Eso sucede por el transporte neto de calor de latitudes bajas a latitudes altas por los sistemas eólicos de la Tierra y las corrientes oceánicas. Una consecuencia de la existencia de estaciones es que la energía solar recibida por la Tierra varía no sólo con la latitud, como se describió anteriormente, sino también con las estaciones. ¿Te sorprende saber que alrededor de la época del solsticio de verano la insolación en el polo norte es aún mayor que en el ecuador a esa misma hora, porque ahí brilla el sol las veinticuatro horas del día! Las figuras 1-10 y 1-11 muestran, de dos maneras diferentes, cómo la insolación varía en función tanto de la latitud como de la estación del año.

Figura 1-9. Elementos del presupuesto de calor de la superficie del suelo. Izquierda: claro día de verano. Derecha: noche de verano clara. El grosor de las flechas muestran muy aproximadamente las magnitudes relativas del efecto. (Modificado de Geiger, 1965.)

Figura 1-10. La insolación en función de la latitud y la estación del año. (De Strahler, 1975.)

¿Qué pasa con la temperatura del suelo (o, más generalmente, el regolito y el lecho rocoso) debajo de la superficie del suelo? A pesar de las canciones sobre el suelo frío y frío, el sustrato no es necesariamente más frío que la superficie del suelo. La distribución vertical de la temperatura en función de la profundidad por debajo de la superficie depende de una multitud de factores:

• temperatura ambiente del aire por encima de la superficie

• claridad del cielo

• estado de la superficie del suelo, especialmente contenido de humedad y cobertura vegetativa

• composición del sustrato

• contenido de humedad del sustrato

• historia pasada (porque el perfil de temperatura no se ajusta instantáneamente a la temperatura cambiante de la superficie: hay un retraso prolongado)

Figura 1-11. La insolación en función de la latitud y la estación del hemisferio norte. (De Strahler, 1975.)

Cuando el Sol brilla sobre la superficie fría de la Tierra y la calienta, ese calor se conduce hacia abajo hacia la Tierra, a una velocidad que depende de la diferencia de temperatura entre la superficie y el subsuelo y también de la capacidad calorífica y la conductividad térmica del suelo y los materiales rocosos de la Tierra. Del mismo modo, cuando la superficie de la Tierra se enfría por radiación de energía de regreso al espacio, el calor de los materiales subsuperficiales aún cálidos se transfiere por conducción de regreso a la superficie. Dichos cambios son principalmente en escalas de tiempo del día a la noche y de las temporadas de invierno a verano. Las figuras 1-12, 1-13 y 1-14 muestran algunos resultados interesantes de la medición real de los cambios cíclicos de temperatura con profundidad.

Obviamente la temperatura cerca de la superficie es mayor en verano y menos en invierno, pero hay dos efectos significativos debajo de la superficie:

• Los cambios de temperatura a lo largo de un ciclo diurno (es decir, diario) o a lo largo de un ciclo anual disminuyen con la profundidad en la Tierra. Por debajo de una profundidad de aproximadamente un metro, los cambios del día a día son insignificantes, y por debajo de una profundidad de unos diez metros la temperatura es casi la misma durante todo el año.

• La sincronización del cambio de temperatura a cierta profundidad va por detrás de la sincronización del cambio de temperatura en la superficie. Eso es porque toma tiempo para que el calor se conduzca a la baja. El desfase de tiempo aumenta con la profundidad. A cierta profundidad, el ciclo está desfasado con la superficie en un medio ciclo completo: es decir, la temperatura máxima alcanzada a profundidad ocurre en el momento de la temperatura mínima en la superficie, ¡y viceversa!

Figura 1-12. Penetración de la ola de temperatura diaria (en grados Celsius) en el suelo en un claro día de verano en Finlandia a mediados de agosto. (De Geiger et al., 2003.)

En climas más fríos los efectos serían cualitativamente los mismos, pero las temperaturas serían menores. En tales zonas, como en Nueva Inglaterra, la capa superior del sustrato, a una profundidad significativa, se congela durante bastante tiempo en el invierno. Los códigos de construcción en las regiones frías se especifican para garantizar que las zapatas para cimientos se coloquen a una profundidad lo suficientemente grande como para estar por debajo del nivel de congelación más profundo que se espera en el clima dado.

Figura 1-13. Secuencia diaria de temperatura en suelo arenoso en mayo (promedios de diez años). (De Geiger et al., 2003.)

Figura 1-14. Secuencia anual de temperatura del suelo (en grados Celsius). (De Geiger et al., 2003.)