apuntes clase 1 - 4
TRANSCRIPT
UNIVERSIDAD DE LA SALLE
FACULTAD DE INGENIERÍA
INGENIERÍA AMBIENTAL Y SANITARIA
APUNTES DE CLASE
Temas de introducción a la
meteorología y la climatología
Víctor Leonardo López Jiménez
Meteorólogo - MSc Saneamiento y Desarrollo Ambiental
2012
Contenido t0
Presentación t0
Introducción t0
Historia de la meteorología t0
Reseña histórica de la meteorología en Colombia t1
Institucionalización de la meteorología en Colombia t1
Conceptos generales de meteorología t0
Sistema climático global t1
El cambio climático global t1
Escalas de tiempo y espacio t1
Cuestionario t1
La atmósfera t0
Composición de la atmósfera t1
Composición del aire seco t2
Ozono atmosférico t2
Medida del ozono atmosférico t2
El vapor de agua en la atmósfera t2
El anhídrido carbónico (CO2) t2
Las partículas sólidas en suspensión t2
Aerosoles t2
Capas o regiones verticales de la atmósfera t1
Características de las capas de la atmósfera t1
Cuestionario t1
Fuentes de energía en la atmósfera t0
Energía y trabajo t1
Algunas formas de energía t1
Ondas luminosas t1
Conservación de la masa y la energía t1
Intercambios de calor en la atmósfera t1
Energía solar t1
Principales características del Sol t2
La actividad solar t2
Radiación solar t2
Características de la radiación solar t3
Espectro electromagnético
Leyes sobre la emisión de la radiación solar
Distribución energética de la radiación solar
Medición de la radiación solar
Distribución geográfica y estacional de la radiación
Reducción de la radiación solar en la atmósfera
Radiación solar global
Radiación terrestre t1
Otros procesos de intercambio de calor t1
Conducción t2
Convección t2
Transferencia de calor latente t2
Equilibrio energético de la superficie terrestre t1
Cuestionario t1
Bibliografía t0
Índice de figuras t0
Figura 1- Sistema climático global 22
Figura 2- Emisiones anuales mundiales de GEI antropógenos 26
Figura 3- Esquema de la distribución de ozono en la atmósfera 35
Figura 4- Perfil de la concentración de Cfc11 y Cfc4 en la baja atmósfera 36
Figura 5- Ciclo del carbono en la baja atmósfera 39
Figura 6- Distribución de las capas de la atmósfera 44
Figura 7- Características generales de la tropopausa 47
Figura 8- Espesor de las capas atmosféricas 48
Figura 9- Componentes del sol y características de la radiación solar 60
Figura 10- Distribución energética de la radiación solar al límite de la atmósfera 66
Figura 11- Actinógrafo Fuess 67
Figura 12- Heliógrafo o Solarímetro Campbell Stokes 68
Figura 13- Trayectoria de la tierra alrededor del sol 69
Figura 14- Distribución de la radiación solar de onda corta 72
Figura 15- Proceso de conducción térmica 76
Figura 16- Proceso de convección en la atmósfera 77
Figura 17- Equilibrio radiativo en la atmósfera 79
Presentación t0
Colombia es un país tropical, en medio de dos océanos y con una diversidad
climática envidiable, lo que debiera significar una gran confianza en el futuro
socioeconómico y ambiental que le espera. Pero, aunque esta ubicación
privilegiada le permita contar con una gran reserva natural, el futuro depende del
manejo que sus habitantes aprendan a darle a estos recursos, entre los que se
encuentra, sin lugar a dudas, el clima. En este sentido, es importante buscar los
medios que incrementen el interés de la población en conocer el comportamiento
de las distintas variables que determinan las condiciones meteorológicas de una
región (lluvias, temperatura, humedad y vientos, entre otros), lo que significaría un
avance en el aprovechamiento de las bondades del recurso climático y, a la vez, la
posibilidad de mitigar los efectos adversos relacionados con la intensidad y la
frecuencia con que ocurren algunos fenómenos atmosféricos.
Si se considera, entonces, el clima como uno de los principales recursos naturales
con los que cuenta la humanidad y se presta la debida atención a la cada vez más
anunciada crisis de los productos alimentarios, hídricos y energéticos en el
planeta, es apenas lógico pensar en la meteorología como una de las ciencias
más útiles a la humanidad.
Con estos apuntes de meteorología general se busca presentar un marco histórico
de las ciencias atmosféricas y sus protagonistas para brindar, además, los
conocimientos básicos sobre la atmósfera y su interrelación con los otros
componentes bioclimáticos (hidrosfera, litosfera y biosfera). Se quiere, por otro
lado, mostrar la estrecha relación entre las condiciones climáticas y los eventos de
origen social y socionatural como la contaminación atmosférica, el efecto de
invernadero y, con ellos, el inevitable cambio climático que amenaza con alterar el
normal desarrollo de la vida sobre el planeta. Se espera, entonces, que estas
notas alimenten los conocimientos y enriquezcan la formación de quienes, poco a
poco, se alistan para contribuir a la sostenibilidad de los recursos con que cuenta
la humanidad y, de manera particular, al desarrollo socioeconómico del país.
1
Introducción t0
Por su contenido, se espera que este compendio de apuntes de clase sea tomado
como guía de estudio por los interesados en las ciencias ambientales y por todos
aquellos que quieren encontrar explicación a los eventos relacionados con los
fenómenos atmosféricos. En este compendio se exponen temas que permiten
acercarse al conocimiento de la meteorología como ciencia y a su relación con el
desarrollo de la vida sobre el planeta.
Los apuntes se presentan siguiendo un orden que permite orientar la enseñanza
de las ciencias meteorológicas, tanto a estudiantes como a profesionales que
consideren el conocimiento de los fenómenos atmosféricos como parte importante
en el desarrollo de sus actividades; de igual manera, se espera que sean de gran
ayuda para aquellas personas que en su actividad social o económica consideren
útil conocer el comportamiento de variables como la lluvia o la temperatura,
relacionadas con las ciencias meteorológicas.
La estructura de este compendio de apuntes se ha concebido atendiendo al
objetivo fundamental que es la enseñanza de los conceptos básicos para una
mejor comprensión del clima y su importancia en el desarrollo socioeconómico de
la humanidad. En primer lugar, se ha querido contextualizar históricamente el
nacimiento y el desarrollo de las ciencias atmosféricas, buscando referenciar el
momento en que se descubrieron los procesos físicos que permiten explicar el
comportamiento de los distintos parámetros meteorológicos y su relación con el
sistema climático global.
En el segundo capítulo se incluyen aquellos conceptos generales que se
consideran de suma importancia, como punto de partida para abrir paso a los
temas que enmarcan el desarrollo de la meteorología general. Paso seguido, en el
capítulo tres, se da inicio al conocimiento de la atmósfera, como quiera que en
esta y en su estrecha relación con océanos y continentes está la explicación del
origen y el comportamiento del clima.
2
El cuarto y último capítulo de este compendio tiene como objetivo presentar los
procesos físicos que explican los intercambios de energía en la atmósfera,
reconociendo al Sol como la fuente de energía que pone en marcha la fabulosa
máquina atmosférica y fundamental para el comportamiento del clima y el
desarrollo de la vida sobre el planeta. Asimismo, se presenta la tierra como un
sistema acumulador de energía y buen emisor de calor, altamente responsable del
equilibrio energético de la atmósfera superficial.
3
Historia de la meteorología t0
Si se compara la meteorología con las matemáticas o la astronomía, pudiera
decirse que se trata de una ciencia relativamente joven; sin embargo, el hombre
siempre ha buscado una explicación al caprichoso comportamiento de los
fenómenos naturales que suceden a su alrededor. Difícilmente podría saberse
entonces cuándo la humanidad empezó a proponer formas de pronosticar el
tiempo atmosférico; en la prehistoria, por ejemplo, se dependía de las condiciones
meteorológicas para cazar y recolectar el alimento, nada muy diferente a lo que
sucede hoy en día. Tomando como base escritos de Pelkowski (2000), Ayllon
(2003) y Larocca (2007), entre otros, a continuación se presentan algunos apartes
de lo que ha sido el desarrollo histórico de las ciencias meteorológicas.
La antigua sabiduría del hombre sobre la naturaleza y los astros fue la base de los
primeros calendarios, en los que se incluían cambios en la tierra y sus
componentes, y su relación con los fenómenos observados en la atmósfera. En
Egipto, por ejemplo, donde el desarrollo siempre ha estado de la mano con el
comportamiento del río Nilo, la aparición periódica de ciertas estrellas en
determinadas constelaciones, el caso de Sirio y Canícula, presagiaban eventos
cíclicos de inundación y sequía. En esta misma ciudad se hizo uno de los más
grandes pronósticos, narrado en el Génesis, cuando José interpretó uno de los
sueños del faraón presagiando la llegada de siete años de hambre seguidos por
siete de abundancia, lo que podría corresponder con el ciclo de catorce años para
las crecidas del río Nilo, descubierto por los sacerdotes astrónomos egipcios de la
época.
Retomando las Sagradas Escrituras, Dios le dijo un día a Noé: “Hazte un arca de
maderas resinosas. Haces el arca de cañizo y la calafateas por dentro y por fuera
con betún” (Génesis, 6, 14):
Cita “Por mi parte, voy a traer el diluvio, las aguas sobre la tierra, para exterminar
toda carne que tiene hálito de vida bajo el cielo” […] El año seiscientos de la vida
4
de Noé, el mes segundo, el día diez y siete del mes, en ese día saltaron todas las
fuentes del gran abismo, y las compuertas del cielo se abrieron, y estuvo
descargando la lluvia sobre la tierra cuarenta días y cuarenta noches (Génesis, 7,
11). cita
Los poemas escritos en Babilonia, que datan del año 2000 a. C., muestran
algunas explicaciones sobre la creación y lo ocurrido en el diluvio universal,
dejando ver el poder de Dios sobre los fenómenos atmosféricos. La epopeya de
Gigalmesh, escrita unos mil años antes de la versión bíblica, incluye datos sobre
una violenta tormenta, acompañada de fuertes vientos y desastrosas
inundaciones.
Hace más de tres mil años los chinos ubicados sobre las márgenes del río
Amarillo predecían la llegada de las estaciones mediante la observación de las
estrellas, y alrededor del siglo III a. C. se sabe que habían creado un calendario
para siembras relacionado con eventos fenológicos y atmosféricos.
Ya en tiempos de Aristóteles, en el 400 a. C., se veía la inclinación de estos
pueblos hacia el estudio de la atmósfera, donde se discutía el comportamiento de
algunos de los elementos meteorológicos. Se podría afirmar que el inicio de la
meteorología como ciencia se dio en el siglo IV a. C., al establecer que en esta
época se registran las primeras mediciones de la precipitación en la India. De igual
manera, existen evidencias de que en el siglo IX d. C. se construyeron las
primeras veletas con el fin de observar el comportamiento del viento. Algunas de
las obras de carácter científico de las que se tiene conocimiento, y que fueron
escritas teniendo en cuenta observaciones de algunos elementos, son:
De las aguas, de los aires y de los lugares, libro escrito por Hipócrates (460-
337 a. C.) en el siglo IV a. C.
Los meteoros, escrito por Aristóteles (384-322 a. C.) en la misma época y
basado en sus propias observaciones.
5
Sobre los signos de la lluvia, las tormentas y el buen tiempo, desarrollado
por Teofasto (372-287 a. C.).
De rústica, libro relatado por Columela en el siglo I a. C., en el cual presenta
uno de los primeros calendarios meteorológicos.
Cuestiones naturales, escrito por Séneca (4 a. C.-65 d. C.), con un
contenido bastante bueno sobre meteorología.
Tratado de los temperamentos, donde en el siglo II d. C. Galeno (129-199)
establece una relación entre el clima, la situación geográfica y el carácter
de los pueblos.
Durante los primeros siglos de la era cristiana la decadente Roma no propiciaba
espacios para el estudio de las ciencias meteorológicas; sin embargo, después de
la muerte de Mahoma, el conocimiento de los griegos, persas y romanos fue
recopilado por los musulmanes. De igual manera, en el siglo VIII los árabes
cultivaron la creencia que el tiempo podía predecirse mediante el seguimiento de
los cuerpos celestes. Por esos días Roger Bacon (1214-1294) promulgaba y
defendía el enfoque experimental de la ciencia, basado en el comportamiento real
de los fenómenos y en el análisis de sus observaciones.
Una de las primeras predicciones fue la realizada por el astrónomo Johannes de
Toledo en 1185, quien dijo que en septiembre del año siguiente los planetas se
encontrarían en conjunción ocasionando fuertes vientos, hambre y destrucción.
Nada de esto se cumplió, no obstante otras predicciones toledanas se hicieron
realidad en los años siguientes.
Durante la Edad Media se desató un creciente interés por la astrometeorología, y
es así como Johannes Kepler y el astrónomo danés Tucho Brahe, considerados
autoridades en la materia, publicaron varios escritos que contenían predicciones
sobre las manifestaciones del clima. Nicole Oresme (1323-1382), quien no creía
en las teorías basadas en la astrometeorología, afirmaba que los pronósticos del
tiempo atmosférico solo podrían hacerse realidad cuando se establecieran de
6
manera exacta las reglas físicas que explicaban el comportamiento de la
naturaleza.
En el periodo comprendido entre los siglos XIII y XVII se dio una modificación
gradual de los métodos utilizados por los astrometeorólogos, disminuyendo las
observaciones astronómicas y haciendo un juicioso seguimiento de los fenómenos
meteorológicos y de los elementos de la naturaleza.
La obra del inglés William Merle es, tal vez, lo más grande de la meteorología
medieval, si se tiene en cuenta que contiene el análisis de la primera serie de
datos sobre este tema (entre enero de 1337 y enero de 1344). Este meteorólogo
escribió, además, un tratado sobre la predicción del tiempo utilizando estudios
realizados por antepasados como Aristóteles, Virgilio y Tolomeo, recreándolos con
teorías de sus contemporáneos en Inglaterra.
Leonardo Da Vinci (1452-1519), artista, ingeniero y científico italiano, junto con
otros científicos de la época proclamaron la revolución científica con la publicación
de la teoría heliocéntrica del sistema solar, escrita por Copérnico. Desde entonces
se comenzó a aceptar que el ciclo anual de las estaciones era controlado por el
desplazamiento de la Tierra alrededor del Sol.
En 1592 Galileo Galilei construyó un termoscopio lleno de aire, considerado un
termómetro primitivo y en 1639 Castelli (1599-1667) diseñó un pluviómetro, al
tiempo que Fernando II, duque de Toscana fabricó un termómetro de alcohol y un
higrómetro de condensación.
Evangelista Torricelli (1608-1647), discípulo de Galileo, creó el primer barómetro
de mercurio y en 1648 Perier (1623-1662) realizó la primera medición a 1465 m de
elevación, comprobando la disminución de la presión con la altitud (figura 1).
Figura 1. Evangelista Torricelli
7
Fuente: http://www.google.com.co/imgres?q=evangelista+torricelli+biografia&hl.
Gabriel D. Fahrenheit (1686-1736), físico alemán, a principios del siglo XVIII
inventó su escala termométrica, la cual fue adoptada por los países que
manejaban el sistema inglés. En 1714 Fahrenheit combinó las investigaciones del
gran duque y de Amontons introduciendo mercurio en un tubo y utilizando sus
momentos de dilatación y contracción como indicadores de la temperatura. Se ha
argumentado no poco sobre el método empleado por Fahrenheit para establecer
su escala particular. Según algunos autores, asignó el cero a la temperatura más
baja que pudo crear en su laboratorio mezclando sal y hielo y, sobre esa base, fijó
la solidificación del agua a 32° y la ebullición a 212° (Ayllon, 2003).
René Antoine Ferchault de Reaumur (1683-1757) hacia 1730 estudió la dilatación
ocurrida en el termómetro de alcohol, entre el hielo fundente y el agua hirviendo, y
descubrió que un volumen de alcohol de 1000 partes pasaba a 1080, por lo que,
tomando como fijos estos dos puntos, dividió su escala en 80 partes. Reaumur
creó una escala dando al punto de fusión del agua el valor de 0º y al de ebullición
de 80º.
Entre 1700 y 1720 los científicos ingleses William Dirham y Georges Hadley,
utilizando los datos meteorológicos recopilados por la Royal Society de Londres,
encontraron información valiosa acerca de la formación y la ubicación de los
sistemas de presión. Posteriormente el físico J. de Borda constató que los
cambios de presión se desplazaban con una dirección y una velocidad
8
estrechamente ligadas al comportamiento general del viento. A principios de 1730
la expedición dirigida por Vitus Bering estableció una red de estaciones
meteorológicas en Liberia, con el fin de monitorear los cambios climatológicos en
esta región de Rusia.
Benjamin Franklin nació en Boston en 1706 y murió en Filadelfia en 1790.
Miembro de una familia puritana emigrada desde Inglaterra, su padre se estableció
en Boston donde montó una fábrica de jabón y velas en la que trabajaría desde los
doce años. En 1730 realizó el primer estudio sinóptico meteorológico en América,
después de recoger la información sobre una inmensa tormenta que afectó
Filadelfia y no permitió observar el eclipse lunar previsto para esa noche. En 1752,
consiguió “arrancar el rayo al cielo”, como se dijo en la época, con una cometa
terminada en punta de hierro y unida al suelo por un cable. De esta manera, el
pararrayos se había inventado y el primero se ubicó ocho años más tarde en el
faro de Plymouth (figura 2).
Figura 2. Benjamin Franklin
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=Benjamin+Franklin%2Bbiografia&um=1&hl.
Anders Celsius, físico y astrónomo nacido en Suecia en 1701, fue profesor de
astronomía en la Universidad de Uppsala desde 1730 hasta 1744, año en que
falleció. En 1733 publicó una colección de 316 observaciones de auroras boreales.
9
Celsius supervisó la construcción del Observatorio de Uppsala, del que fue
nombrado director en 1740. En 1763 inventó una nueva escala termométrica
donde 0 ºC correspondía al punto fijo de fusión del hielo y 100 ºC al punto de
ebullición del agua. Más tarde, a mediados de 1781, el científico Six construyó un
juego de termómetros para medir las temperaturas mínima y máxima del aire.
Henri Pitot (1695-1771), físico e ingeniero hidráulico francés, en 1723 fue
nombrado asistente del famoso físico Reaumur. Inventó el tubo que permite
calcular la velocidad de un caudal (tubo de Pitot) para medir la velocidad de un
flujo. Este tubo se utilizó en el diseño del primer anemómetro para la medición de
la velocidad del viento.
Alexander Von Humboldt (1769-1859), viajero y geógrafo alemán, estudió la flora,
la fauna, la geología y la arqueología de muchos países de América del Sur. Entre
sus más grandes descubrimientos se cuenta el de la corriente oceánica fría del
Pacífico Sur que aflora frente a las costas de Perú y Ecuador, conocida como
corriente de Humboldt. En sus viajes descubrió un principio ecológico importante,
que es el de la relación que hay entre la latitud y la altitud, al describir que subir a
una montaña en el trópico es análogo a viajar desde el Ecuador hacia el norte o
hacia el sur, en términos de clima y vegetación. También fue quien trazó las
“líneas isotermas” que actualmente se utilizan en los mapas climáticos y que
indican la distribución geográfica de la temperatura (figura 3).
Figura 3. Alexander Von Humboldt
10
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=alexander+von+humboldt+biografia&um=1&hl
.
John Dalton (1766- 1844), químico y físico británico, en 1793 se trasladó a
Manchester como tutor en el Nuevo Colegio fundado por los presbiterianos.
Inmediatamente se inscribió en la Biblioteca de Manchester y en la Sociedad
Filosófica (que llegaría a presidir) y, en ese mismo año, publicó su primer libro:
Meteorological Observations and Essays (Observaciones meteorológicas y
ensayos), donde defendía la tesis de que el aire es una mezcla física de gases en
lugar de una combinación química. Como tutor de química conocía la obra de
Lavoisier. En 1802 estableció su ley de las presiones parciales (ley de Dalton) la
cual dicta que cuando dos fluidos elásticos A y B se mezclan, no hay repulsión
entre una partícula de A y otra de B, pero sí entre una partícula de B y otra
partícula de B. También estableció una relación entre la presión del vapor y la
temperatura. Su interés en los gases se derivaba de su afición a los estudios
meteorológicos.
A comienzos del siglo XIX el almirante irlandés Beaufort (1774-1857) diseñó una
escala para medir la velocidad del viento, basada en los efectos producidos por
este sobre la superficie del mar y sobre algunos elementos ubicados sobre la
superficie terrestre. En 1806 planteó la posibilidad de aplicar su escala, la que más
11
tarde fue “oficialmente” adoptada por la Royal Navy. La publicación de la
voluminosa documentación científica colectada en su vida profesional le valió a
Beaufort el reconocimiento de sus colegas (Ortiz, 2006) (figura 4).
Figura 4. Sir Francis Beaufort
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=Francis+Beaufort%2Bbibliografia&um=1&hl.
El francés Claude Pouillet (1791-1868), profesor de física, inventó en 1837 el
pirheliómetro y realizó, entre 1837 y 1838, las primeras mediciones cuantitativas
de la energía solar incidente sobre la superficie terrestre. Pouillet consiguió
averiguar la cantidad de energía que llega a la atmósfera y determinó el valor de la
constante solar.
Gaspard Coriolis (1792-1843), ingeniero francés, especializado en ingeniería de
obras, cursó también estudios de física y matemáticas. En 1835 demostró que la
aceleración de un móvil situado en un sistema en rotación incluye la llamada
aceleración de Coriolis, perpendicular al desplazamiento del cuerpo en ese
sistema de referencia. La fuerza relacionada con esta aceleración complementaria
actúa sobre todos los cuerpos y fluidos que se mueven sobre el globo terráqueo,
siendo responsable de la desviación de las corrientes marinas y los vientos
(fisicanet.com, 2011) (figura 5).
Figura 5. Gaspard Coriolis
12
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=Gaspard+Coriolis%2Bbibliografia&um=1&hl.
Robert Fitz Roy (1805-1865), almirante británico, fue nombrado director del recién
fundado Departamento de Meteorología de la Cámara de Comercio del Reino
Unido. Roy equipó todos los barcos británicos con un barómetro de diseño propio;
también elaboró mapas sinópticos y en 1861 puso en marcha un servicio de aviso
de temporal para los marineros.
Lucien Vidie (1805-1866), físico francés, inventó en 1844 el barómetro aneroide, el
que serviría más adelante para la construcción del altímetro, instrumento utilizado
para la medición de la altitud con base en las variaciones de presión.
Guillermo Ferrel, nacido en Pensylvania en 1817, hizo importantes
descubrimientos sobre el comportamiento del aire atmosférico. En 1858 publicó en
el Diario Astronómico un artículo sobre la influencia de la rotación de la Tierra en
el movimiento relativo de cuerpos cerca de su superficie. La ley de Ferrel,
propuesta en este escrito, dice que “si un cuerpo se está moviendo en cualquier
dirección, hay una fuerza, debido a la rotación de la Tierra, que lo desvía siempre
a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio Sur”. Ferrel
también escribió sobre las mareas y las tormentas e inventó un instrumento para
medir la variación de los niveles del mar (Sáenz, 1999).
13
Buys-Ballot, Christophorus Henricus Didericus (1817-1890), fundó el Instituto
Meteorológico de Países Bajos reales (KNMI) en 1854. En 1860 descubrió la ley
bárica de los vientos, es decir la relación entre los sistemas de presión y el
comportamiento del viento. Con el lanzamiento de globos zonda se estableció la
realidad del comportamiento termodinámico de la atmósfera y se descubrió la
existencia de la estratosfera (figura 6).
Figura 6. Christophorus Didericus (Buys Ballot)
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=Christophorus+Didericus+%2B+bibliografia&h
l.
Hermann Helmholtz (1821-1894), científico alemán cuyas aportaciones en los
campos de la óptica, la acústica y la electrodinámica impulsaron el pensamiento
científico del siglo XIX, fue el creador del teorema que indica que para definir un
campo vectorial es necesario especificar tanto su rotacional como su divergencia.
Estudió junto con Kelvin la dinámica de la vorticidad en la atmósfera (figura 7).
Figura 7. Hermann Helmholtz
14
Fuente: http://www.google.com.co/imgres?q=Hermann+Helmholtz+bibliografia&hl.
William Thomson (Lord Kelvin, 1824-1907), matemático y físico irlandés, escribió
sobre la muerte térmica del universo y creó en 1848 una escala termodinámica de
carácter absoluto para la medición de la temperatura (inspirada en el trabajo de
Carnot), con un punto de partida que corresponde a la temperatura termodinámica
del punto triple del agua, definida como 273,16 unidades Kelvin (figura 8).
Figura 8. William Thomson
Fuente: http://www.google.com.co/imgres?q=William+Thomson%2Bbibliografia&hl.
Gustav Kirchhoff (1824-1887), fue el físico alemán que desarrolló el
espectroscopio y la ciencia de la espectroscopia de la emisión, y también concluyó
15
que los espectros oscuros de la línea fueron obtenidos cuando la luz fue pasada a
través de un gas que correspondía a las longitudes de onda de las líneas de
emisión en elementos incandescentes. Usando el espectroscopio, Kirchhoff
demostró que cada elemento, cuando era llevado a la incandescencia, producía
un patrón característico de las líneas de emisión. Esto condujo a la identificación
del cesio en 1860 (nombrado en el latín por el color azul del cielo observado en
sus líneas de emisión) y el rubidio en 1861 (nombrado para el color rojo de sus
líneas de emisión).
Ernest Ferdinand August (1795-1870) construyó en 1825 el psicrómetro
(higrómetro) para determinar la humedad del aire, basado en las teorías de
Charles Le Roy (1726-1779), quien definió el punto de rocío (convencido de que el
agua se disolvía en el aire) y en la de John Leslie (1766-1832), quién diseñó el
termómetro diferencial (seco y húmedo). Horace Bénédict de Saussure (1740-
1799), por su parte, inventó el primer higrómetro de cabello (Sáenz, 1999).
Köppen Wladimir (1846-1940), botánico y climatólogo alemán, desempeñó un
papel importante en el adelanto de la climatología y la meteorología por más de
setenta años. Sus logros, prácticos y teóricos, influenciaron profundamente el
desarrollo de los estudios atmosféricos. Escribió sobre el “sistema de clasificación
climático”, teniendo en cuenta el comportamiento de la precipitación y la
temperatura (figura 9).
Figura 9. Wladimir Köppen
16
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=Wladimir+K%C3%B6ppen+bibliografia&hl.
En 1848 Joseph Henry, gracias al invento del telégrafo por parte de Samuel
Morse, propuso organizar una red de estaciones meteorológicas a lo largo de
Estados Unidos para así poder advertir a los observadores del tiempo en el oriente
del país y sobre la llegada de las tormentas provenientes del oeste del territorio.
En 1849, más de doscientos observadores estaban recolectando y enviando
información meteorológica diaria al Instituto Smithsoniano, donde se producían
mapas e informes que eran publicados en el Washington Evening Post.
Vilhelm Bjerkness (1862-1951), alrededor de 1890 culminó el estudio sobre las
teorías de la conservación del vórtice de Helmholtz y de Kelvin. Finalizando la
primera guerra mundial, en 1916, fundó el Instituto Geofísico de Bergen en
Noruega, buscando mejorar los pronósticos meteorológicos del país. La base de
sus predicciones, a falta de información de altura, era conseguida a través de un
minucioso análisis de las nubes. Bjerknes y sus compañeros de investigación
crearon modelos sinópticos con los cuales pudieron establecer el comportamiento
de los frentes. Debido a la introducción de los muestreos realizados, con ayuda de
los globos sonda, fue posible establecer el comportamiento de la baja atmósfera y
dejar de lado algunas de las suposiciones iniciales (figura 10).
Figura 10. Vilhelm F. Bjerknes
17
Fuente: http://www.google.com.co/imgres?q=Vilhelm+Bjerkness+bibliografia&hl.
El astrofísico Milutin Milankovitch de Serbian (1879-1858) desarrolló una de las
teorías más significativas que relacionan movimientos de la Tierra y el cambio a
largo plazo del clima. Milankovitch dedicó su carrera a desarrollar una teoría
matemática del clima basada en las variaciones estacionales y latitudinales de la
radiación solar recibidas por la Tierra. Su teoría indica que la Tierra viaja a través
de espacio alrededor del Sol, y refiere las variaciones cíclicas en tres elementos
de la geometría Tierra-Sol para producir cambios en la cantidad de energía solar
que alcanza la Tierra: variaciones en la excentricidad orbital de la Tierra (forma de
la órbita terrestre alrededor del Sol), cambios en oblicuidad (variación de la
inclinación del eje terrestre con relación al plano de la eclíptica) y el movimiento de
precesión (el cambio en la dirección del eje de la rotación, por lo que la Tierra
remonta un círculo en la esfera celestial durante tiempo).
Rossby Carl Gustav (1898-1957), meteorólogo sueco y alumno de Bjerknes,
estudió temas como la termodinámica de las masas de aire, la turbulencia en la
atmósfera y en los océanos, y la interacción de las capas del límite del océano y la
atmósfera. Tomando como base los estudios aerológicos dio a conocer su
esquema de circulación atmosférica; además ideó el método isentrópico de
predicción del tiempo e impulsó el estudio de la química en la atmósfera.
18
A partir de la segunda guerra mundial (mediados de los años cuarenta), de la
mano con el desarrollo de la aviación, los estudios sobre el comportamiento de la
atmósfera adquirieron una gran importancia; no en vano el conocimiento sobre el
comportamiento de los sistemas meteorológicos en el seno de la atmósfera se
constituyó en una de las mejores herramientas a la hora de planear las misiones
aéreas.
El avance de la ciencia y la tecnología en el siglo XX contribuyó de manera
importante en el desarrollo de la meteorología. La invención de la radio y el rápido
avance de las comunicaciones, por ejemplo, permitieron ampliar la posibilidad del
intercambio de información, facilitando el desarrollo de estudios e investigaciones
a escala regional y global. Es de anotar que los avances de los últimos cincuenta
años han conducido a un mejor conocimiento de la atmósfera y los procesos
físicos que en ella se producen. Algunos de los adelantos más significativos en
cuanto a equipos y sistemas de comunicación en el campo de la meteorología
son:
La invención del radio-sonda, que facilitó el conocimiento sobre el
comportamiento de la baja atmósfera.
El radar meteorológico, que permitió detectar y seguir la trayectoria de
sistemas meteorológicos como ciclones y tormentas.
Las estaciones automáticas, que ayudan al almacenamiento y la
transmisión de la información meteorológica a los centros de acopio y
procesamiento.
Los aviones de reconocimiento, dotados de modernos equipos de
monitoreo que son utilizados en estudios e investigaciones atmosféricas.
Los globos piloto o estacionarios, dotados con equipos que permiten el
estudio del comportamiento de algunos parámetros en la atmósfera libre.
Los satélites meteorológicos geoestacionarios (GMS, METEOSAT, GOES)
y de órbita polar (TIROS, NOAA), permiten visualizar el conjunto Tierra-
atmósfera y extraer la máxima información posible a través de distintas
19
técnicas y procesos, con el fin de obtener los productos necesarios para el
seguimiento, el análisis y el pronóstico del tiempo atmosférico. La mayoría
de los satélites geoestacionarios se encuentran a una distancia superior a
los 35.000 km con respecto a la superficie de la Tierra.
o El Geosynchronous Meteorological Satellite (GMS) es un satélite
operado por el centro meteorológico de Japón. El punto fijo a la
vertical del satélite está en el ecuador en 140° al este. Los
Geostationary Operational Environmental Satellites (GOES) son
satélites geoestacionarios americanos, operados por la National
Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). Los METEOSAT
son de origen europeo y su operador es la European Organisation for
the Exploitation of Meteorological Satellites (EUMETSAT). El punto
fijo a la vertical de este satélite está en el Ecuador. Tanto el GMS
como el GOES y el METEOSAT ven siempre la misma porción del
globo (42% de la superficie de la Tierra). Los satélites de la serie
TIROS son de la agencia NOAA, americanos, y sus nombres figuran
como NOAA seguido de un número (NOAA-14, NOAA-15, etc.) y
trabajan en cinco bandas: dos en visible y tres en infrarrojo; los
TIROS operan en dos modos: uno de baja resolución, Automatic
Picture Transmition (APT), y otro de alta, High Resolution Picture
Transmition (HRPT).
La comunicación por satélite se inicia con el lanzamiento del Telstar I en
1962, por parte de la Nacional Aeronautics and Space Administration
(NASA); sin embargo, se tuvo que esperar hasta el lanzamiento del Telstar
II en 1964 para que se lograra la transmisión de los datos en tiempo
presente, con los que se trabaja actualmente. En 1965 Intelsat lanza el
satélite Early Bird, el cual permite los primeros intercambios de TV entre
Europa y Norteamérica.
La National Oceanographic and Atmospheric Administration (NOAA) puso
en órbita el primero de una serie de satélites NOAA en 1970, como
20
continuación del programa TIROS iniciado en 1960. Estos satélites siguen
órbitas polares a una altitud sobre la Tierra de entre 833 y 870 km y
escanean todo el planeta en veinticuatro horas.
En enero de 1969 el gobierno de Estados Unidos da vida a internet, con lo
cual el intercambio de información se hace más ágil. Los cada vez más
sofisticados y poderosos computadores, capaces de procesar millones de
datos en muy corto tiempo, optimizan el manejo de la información y
garantizan la solución de ecuaciones y el corrimiento de los modelos
necesarios para la realización de los pronósticos.
En 1975 la NASA lanzó el primer satélite geoestacionario operacional para
el medio ambiente (GOES). En lugar de una órbita polar, este tenía una
órbita geoestacionaria a 35.888 km sobre el Ecuador, permitiéndole ver la
misma zona constantemente. En combinación con los satélites de órbita
polar, estos satélites dieron a los meteorólogos un potente conjunto de
herramientas para observar el planeta (EUMETSAT, 2009). En el siglo XXI
Estados Unidos continúa con la operación de los satélites GOES; Japón
dispone del satélite MTSAT-1R en medio del Pacífico; Europa cuenta con
los Meteosat; Rusia utiliza el GOMS y China tiene en la atmósfera los
satélites geoestacionarios Feng-Yun.
Finalmente, es bueno recordar que en 1951 fue creada la Organización
Meteorológica Mundial (OMM), con el fin de mejorar los sistemas de observación
meteorológica en todo el mundo y crear un sistema de información más uniforme y
consistente. La OMM desempeña un papel fundamental en el establecimiento y la
normalización de procedimientos para la obtención y el manejo de datos, así como
para favorecer la creación y el mantenimiento de centros encargados de prestar
servicios hidrometeorológicos en el mundo.
21
Reseña histórica de la meteorología en Colombia t1
La aparición de la meteorología en Colombia se remonta a las experiencias del
español José Celestino Mutis (1732-1808), nacido en Cádiz, quien estudió
medicina y más tarde marchó a Madrid, donde estudió en el Jardín Botánico de
Migas Calientes. Ese mismo año viajó a América para ocupar el puesto de médico
del virrey del Nuevo Reino de Granada y continuó con la obra de Pehr Löfling,
describiendo la flora del Nuevo Mundo. En 1782 propuso realizar una expedición
que comenzó en la población de Mariquita. La segunda fase de la expedición dio
comienzo en 1791, con el traslado de la sede a Bogotá, época en que alcanzó su
máximo desarrollo. A lo largo de 1800 Mutis programó algunas mediciones de los
fenómenos meteorológicos, con el fin de estudiar el clima ecuatorial americano. La
mayor parte de estos datos se perdieron al no ser guardados en los archivos del
virreinato.
El colombiano Francisco José de Caldas (1770-1816), nacido en Popayán, realizó
importantes estudios botánicos y más tarde se vinculó con el proyecto de Mutis,
siendo el primer director del Observatorio Astronómico de Bogotá. Con sus
observaciones sobre el tiempo atmosférico, como partícipe de la Expedición
Botánica, hizo especiales contribuciones a la meteorología del país (figura 11).
Escribió Caldas (citado en Vergara y Vergara (1905, p. 116):
Cita … por clima entiendo, no solamente el grado de calor y frío de cada región,
sino también la carga eléctrica, la cantidad de oxígeno, la presión atmosférica, la
abundancia de ríos y de lagos, la disposición de las montañas, las selvas y los
pastos, el grado de población y los desiertos, los vientos, las lluvias, el trueno, las
nieblas, la humedad etc. La fuerza de todos estos agentes poderosos sobre los
seres vivientes, combinados de todos modos y en proporciones diferentes, es lo
que llamo influjo del clima. cita
22
Figura 11. Francisco José de Caldas
Fuente:
http://www.google.com.co/imgres?q=Francisco+Jos%C3%A9+de+caldas%2Bbiblio
grafia&um=1&hl.
Este ilustre partícipe de la Expedición Botánica expresó con respecto a la presión
atmosférica:
Cita … sabemos que en nuestros países el barómetro tiene pocas variaciones; que
son regladas y que guardan cierto periodo; que por la mañana se eleva y que baja
por la tarde; en fin, que en los lugares bajos la variación diurna va desde 2 hasta 3
líneas, y en los elevados, de 1 a 1 ½ cuando más, en un mismo día (Caldas, 1810,
p. 106). cita
Además, Caldas analizó en sus investigaciones la importancia de algunos factores
físicos en el comportamiento de las variables meteorológicas; es así como dejó
escritos sobre la contribución de las cargas eléctricas, las montañas, los ríos, las
selvas, los vientos y las lluvias en las condiciones climáticas de una región. Con
respecto a los vientos, escribió: “ellos nos traen las lluvias, las nieblas, las negras
tempestades y también la desolación” (Caldas, 1810). Por otra parte, sobre las
lluvias concluyó:
23
Cita … sabemos que en América llueve mucho más que en Europa. En nuestras
cordilleras es mucho más abundante este meteoro en la base y disminuye en la
medida que se sube. Sufre muchas variaciones y ninguna cosa contribuye más a
aumentarlas que las selvas. No quiero entrar en pormenores sobre los efectos de
la escasez y de la abundancia de las lluvias, todos las conocen y no se necesita
ser físico para enumerarlas (Caldas, 1810). cita
Estas notas dejan muy en claro el conocimiento alcanzado por el sabio Caldas
sobre el comportamiento de las diferentes variables meteorológicas, gracias a la
cantidad de observaciones realizadas y al análisis de los datos obtenidos durante
el desarrollo de la Expedición Botánica. Si se comparan los datos de temperatura
obtenidos en la primera década del siglo XIX para algunas ciudades colombianas
con los promedios que se manejan hoy en día, se tiene lo siguiente:
Tabla 1. Temperaturas observadas por Caldas y los promedios reales
Ciudad
Observaciones de Caldas
Promedio
real (ºC)
Grados Reamur Grados Celcius
Honda 24,0 30,0 27,7
La Mesa 18,0 22,5 22,1
Medellín 17,0 21,2 21,6
Neiva 21,5 26,9 27,4
Pamplona 13,0 16,2 14,5
Pasto 11,5 14,4 13,2
Popayán 15,0 18,8 18,3
Bogotá 11,5 14,4 13,8
Tocaima 22,0 27,5 27,2
Tunja 11,0 13,8 13,0
Fuente: Ideam (2005).
24
Es importante tener en cuenta que las diferencias que se observan entre los datos
obtenidos por Caldas y los promedios que se manejan actualmente obedecen, en
alguna medida, a cómo y dónde se realizaron las observaciones. Aunque los datos
observados corresponden a la misma ciudad, el emplazamiento del instrumental
puede ser diferente, así como las horas de observación, el tamaño y el desarrollo
de las ciudades, así como los periodos tomados como referencia. Esta
comparación se presenta fundamentalmente para resaltar la calidad de la
información manejada por Francisco José de Caldas en el siglo XIX.
Institucionalización de la meteorología en Colombia t1
A finales de los años sesenta el gobierno colombiano, consciente de la incidencia
del clima sobre los distintos ámbitos de la producción nacional, específicamente
del sector agrícola y ganadero, se vió en la necesidad de incrementar el
conocimiento sobre el comportamiento de los fenómenos meteorológicos.
Colombia se hizo entonces miembro de la OMM, bajo cuya recomendación y
asesoría se creó en 1969 el Servicio Colombiano de Meteorología e Hidrología
(SCMH). Esta institución se constituyó con el objetivo fundamental de monitorear
el comportamiento de las diferentes variables meteorológicas e hidrológicas por
medio de la implementación de una red de observatorios y de la preparación de
personal especializado en las ciencias de la tierra y de la atmósfera.
Más adelante, en 1976, las funciones relacionadas con el monitoreo y el manejo
de la red meteorológica, así como los estudios orientados al conocimiento y el
aprovechamiento del recurso climático del país, son asumidas por el Instituto de
Hidrología, Meteorología y Adecuación de Tierras (Himat), y desde 1994 por el
Instituto de Hidrología Meteorología y Estudios Ambientales (Ideam), entidad en la
que se centra y orienta la investigación en el campo meteorológico y ambiental.
25
Conceptos generales de meteorología t0
El término meteorología se deriva de las palabras meteoro (fenómenos visibles en
la atmósfera) y logos (ciencia). La meteorología puede definirse, entonces, como
la ciencia que estudia los distintos fenómenos y procesos físicos que se suceden
en la atmósfera. Estos estudios se hacen a través de especialidades de la ciencia
como la física de la atmósfera, la química de la atmósfera, la meteorología
dinámica, la meteorología sinóptica, la meteorología agrícola, la meteorología
aeronáutica, la meteorología ambiental y la climatología, entre otras. A
continuación se presentan las definiciones de algunos de los conceptos claves:
Clima. La definición que manejan los especialistas es: “Síntesis de las condiciones
meteorológicas, caracterizado por los estados y las evoluciones del tiempo
(representados por estadísticas a largo plazo que muestran los valores medios,
varianzas, probabilidades de valores extremos, etc.) en una porción determinada
del espacio” (WMO, 1992).
Elemento o variable meteorológica. Es entendido como “Toda propiedad o
condición de la atmósfera cuyo conjunto define el estado físico del tiempo o del
clima de un lugar determinado, para un momento o un periodo de tiempo dados”
(Lowry, 1973; WMO, 1992). Los elementos climatológicos no son los valores
tomados por las variables, sino que son las mismas variables: por ejemplo, la
temperatura del termómetro seco es una variable o elemento meteorológico, pero
22 ºC no lo es.
Estado del tiempo. Es definido como: “Conjunto de valores de los elementos o
variables meteorológicas (condiciones atmosféricas) en un momento y lugar
determinado” (Lowry, 1973; WMO, 1992).
26
Factores meteorológicos. Son: “Ciertas condiciones físicas distintas de los
elementos climatológicos que habitualmente influyen sobre en el comportamiento
de los elementos o variables meteorológicas y que, finalmente, terminan
incidiendo sobre el clima de una región” (WMO, 1992). Algunos factores climáticos
son: latitud, altitud, orografía, perturbaciones tropicales, distribución de océanos y
continentes corrientes oceánicas, la zona de confluencia intertropical, entre otros.
Cada uno de los factores desempeña un papel fundamental al momento de
determinar el clima de un lugar o región: la latitud, por ejemplo, encierra el
concepto de estacionalidad si se tiene en cuenta la inclinación del eje de la Tierra;
la proximidad de un lugar a la costa explica, en buena medida, los niveles de
humedad que se puedan presentar; la orografía está ligada con el concepto de
pisos térmicos, de la misma manera que la orientación de los sistemas
montañosos está relacionada con las diferencias de calentamiento de una y otra
ladera. Estas y otras relaciones hacen parte del estudio climatológico de un lugar
determinado.
Sistema climático global t1
Las variables o elementos climatológicos están estrechamente ligados a la
estructura y dinámica de la atmósfera; de igual manera, los procesos atmosféricos
se reflejan e interaccionan con los continentes, los océanos y las superficies
cubiertas de hielo (criosfera). Estos procesos originados en la atmósfera también
se relacionan con la biosfera (fauna, flora y demás sistemas vivos en el planeta),
donde se desarrolla la actividad humana (Ideam, 2005). De esta manera, como se
observa en la figura 12, el sistema climático global (SCG) se considera compuesto
por: atmósfera, hidrosfera, criosfera, geosfera, biosfera y antroposfera.
Figura 12. Sistema climático global
27
Fuente: adaptado de Ideam (2005).
La atmósfera. Capa gaseosa que rodea al planeta Tierra, cuya profundidad se
estima en cerca de 1000 km y se compone teóricamente de la exosfera (parte
exterior) y la atmósfera propiamente dicha (primeros 450 km); esta última se divide
desde la superficie hacia el exterior en: troposfera, tropopausa, estratosfera,
estratopausa, mesosfera, mesopausa y termosfera. La atmósfera es, tal vez, el
componente más importante del sistema climático global, razón por la cual será
tratada en una capítulo aparte, con el fin de ampliar la explicación sobre su
composición y estructura.
28
La criosfera. Está conformada por las regiones cubiertas de nieve o hielo entre las
que se incluyen la Antártida, extensos sectores del océano Ártico, Groenlandia, el
norte de Canadá, el norte de Siberia y la mayor parte de las cimas más altas de la
orografía del planeta. Este componente desempeña un papel muy importante en la
regulación del clima global. Se ha demostrado que regiones como la Antártica,
debido a su alto albedo (capacidad de reflejar la energía), reflejan hasta un 90%
de la radiación solar incidente por lo que se puede concluir que, sin la criosfera, el
albedo global medio calculado en cerca del 30% sería más bajo y la Tierra
absorbería más energía, lo que conduciría a un notorio incremento de la
temperatura media del planeta y de la baja atmósfera.
Esta capa congelada de la Tierra opera como un aislante entre los océanos y la
masa atmosférica, reduciendo la transferencia de humedad y estabilizando el
intercambio de energía que se da en forma permanente entre la tierra y la
atmósfera. Finalmente, la conservación de este componente climático determina el
nivel global del mar y se estima que cualquier cambio en este se traduciría en una
variación del equilibrio energético del planeta.
La biosfera. Las reservas de biosfera son zonas de ecosistemas terrestres o
costeros/marinos, o una combinación de ambos. Al tratar el sistema climático es
conveniente señalar la relación de la biosfera con el albedo del planeta Tierra.
Grandes áreas de bosques continentales tienen bajo albedo comparado con
regiones sin vegetación, como los desiertos o la misma superficie de los océanos.
Mientras el albedo de un bosque tropical lluvioso se calcula entre el 7 y el 15%, el
de un desierto arenoso es, en término medio, aproximadamente del 35%, por lo
que es evidente que el tipo de cobertura afecta el balance energético del sistema
climático. En este sentido, algunos científicos afirman que la quema de
combustibles fósiles no incide tanto en el desequilibrio energético como la tala de
bosques y la destrucción de los ecosistemas (Anderson, Beiswenger y Walton,
1987).
29
Se estima que cerca del 95% del dióxido de carbono (CO2) producido sobre el
planeta se disuelve en las superficies oceánicas, debido a que el plancton de
estas superficies utiliza el CO2 para la fotosíntesis, lo que establece un flujo del
gas con el océano, fijando gas desde la atmósfera. Al morir, el plancton transporta
el CO2 a los fondos oceánicos. Estas relaciones permiten asegurar que la
contaminación acuática también contribuye al desequilibrio del sistema global
(Anderson, Beiswenger y Walton, 1987).
Se ha determinado también la relación existente entre las partículas suspendidas
en la atmósfera (orgánicas o inorgánicas) y el sistema climático del planeta. La
aparición de esporas, virus, bacterias, polen y otras especies orgánicas
producidas en la biosfera, transportadas por los vientos, afectan la radiación solar
incidente. Además, existe la productividad oceánica de compuestos
(dimetilsulfitos), los cuales se oxidan para formar sulfatos aerosoles que sirven
como núcleos de condensación en la formación de nubes. Cualquier intervención
por parte del ser humano sobre la cantidad de partículas sólidas que de forma
natural llegan a la atmósfera puede afectar, finalmente, el sistema climático global.
La geosfera. Este componente está representado por los suelos, los sedimentos y
las rocas de las masas de la corteza continental y oceánica, incluyendo el interior
mismo de la Tierra. Científicamente se ha podido demostrar la relación de la
geosfera con el clima global y sus cambios. En este sentido, es válido decir que
variaciones en el clima global que se extienden por decenas y hasta centenas de
millones de años, se deben a modulaciones interiores de la Tierra; de la misma
manera se explica cómo los cambios en la forma de las cuencas hidrográficas y el
tamaño de las cadenas montañosas continentales tienen que ver con las
transferencias energéticas del sistema climático. En escalas de tiempo mucho
menores, procesos químicos y físicos afectan ciertas características de los suelos,
tales como la disponibilidad de humedad, la escorrentía y los flujos de gases
invernadero y aerosoles hacia la atmósfera y los océanos.
30
El vulcanismo, aunque es impulsado por el lento movimiento de las placas
tectónicas, ocurre regularmente en escalas de tiempo no muy grandes. Las
erupciones volcánicas agregan CO2 a la atmósfera, además de las grandes
cantidades de polvo y aerosoles producto de las actividades que se realizan en la
biosfera. De acuerdo con los planteamientos del Global Climate Change
Information Programme (GCCIP, 1997), todos estos procesos explican cómo la
geosfera puede afectar el sistema climático global.
El cambio climático global t1
El cambio climático global es considerado como aquel que viene sufriendo el clima
sobre la Tierra, atribuido directa o indirectamente a las actividades humanas que
están alterando la composición global del aire atmosférico, sumado esto a la
variabilidad climática natural debida a la evolución normal del tiempo atmosférico.
El Panel Internacional sobre Cambio Climático (IPCC), conformado por cerca de
2500 científicos de todo el mundo, acordó en su tercer informe que “un cambio
discernible de influencia humana sobre el clima global ya se puede detectar entre
las muchas variables naturales del clima”. El calentamiento del sistema climático
global es inequívoco, como evidencian ya los aumentos observados del promedio
mundial de la temperatura del aire y del océano, el deshielo generalizado de
nieves y hielos, y el aumento del promedio mundial del nivel del mar (IPCC, 2007).
De acuerdo con los datos consignados en el cuarto informe del panel, publicado
en el 2008, la tendencia lineal a cien años (1906-2005), cifrada en 0,74 °C (entre
0,56 °C y 0,92 °C) es superior a la tendencia correspondiente de 0,6 ºC (entre 0,4
ºC y 0,8 ºC) que se había considerado para el periodo 1901-2000. Observaciones
efectuadas en todos los continentes y en la mayoría de los océanos muestran que
a partir de 1995 se han presentado los doce años más cálidos según los registros
que se tienen desde 1850; también existen evidencias de que numerosos
31
sistemas naturales están siendo afectados por cambios del clima regional,
particularmente por el aumento de la temperatura.
Es importante mencionar que las emisiones de CO2 por quema de combustibles
fueron estimadas en más de 6000 millones de toneladas a mediados de la década
de los noventa y que, de acuerdo con lo expuesto por los científicos en el IPCC,
una duplicación de los gases de invernadero podría incrementar la temperatura
media de la Tierra entre 1 °C y 3,5 °C. Este aumento, aunque no parezca
importante, sería suficiente para que se diera el deshielo de las regiones polares y
los picos nevados que aún quedan en el planeta. Por otro lado, se estima que el
aumento de temperatura sería el más rápido en los últimos 100.000 años,
haciendo muy difícil que los ecosistemas del mundo pudieran reaccionar y
adaptarse. El principal cambio se viene dando en la baja atmósfera, la cual se ha
modificado continuamente; es así como la variación en la distribución o balance de
los gases que la conforman se ha hecho especialmente notoria en gases
invernadero (GEI) claves como el CO2, el metano (CH4) y el óxido nitroso (N2O).
Estos gases en forma natural representan menos del 1% del total de gases de la
atmósfera y se consideran vitales, ya que actúan como un manto que cubre la
tierra, evitando las pérdidas de energía por radiación.
El problema radica en que los seres humanos están haciendo que esta capa
protectora natural se haga demasiado espesa, debido a las actividades
productivas que incrementan la quema de carbón, el consumo de petróleo y gas
natural, con lo que se liberan crecientes cantidades de CO2 a la atmósfera. Como
se observa en la figura 13 (IPCC, 2007), las emisiones mundiales de GEI por
efecto de actividades humanas han aumentado, desde la era preindustrial, en un
70% entre 1970 y 2004.
Figura 13. Emisiones anuales mundiales de gases efecto invernadero
antropógenos
32
Nota: a) emisiones anuales mundiales de GEI antropógenos entre 1970 y 2004; b) parte
proporcional que representa diferentes GEI antropógenos con respecto a las emisiones totales en
el 2004 en términos de CO2 equivalente; c) parte proporcional que representa diferentes sectores
en las emisiones totales de GEI antropógenos en el 2004 en términos de CO2 equivalente (en el
sector silvicultura se incluye la deforestación).
Fuente: IPCC (2007).
La absorción de CO2 realizada por los árboles se ve reducida cuando se talan los
bosques, y esto se hace más preocupante cuando el ser humano incrementa la
cantidad de CO2 propiciando las quemas de la madera. Se ha comprobado, por
otra parte, que en la cría de bovinos y la plantación de arroz se generan metano,
óxidos nitrosos y otros gases de invernadero.
El IPCC afirma, en su cuarta comunicación, que si la emisión de gases de
invernadero continúa creciendo como lo hizo desde la revolución industrial
(cambio socioeconómico y cultural de la historia, ocurrido entre fines del siglo XVIII
y principios del XIX) hasta finales del siglo pasado, los niveles en la atmósfera
llegarán a duplicarse antes de terminar el siglo XXI haciendo que la temperatura
promedio en superficie se incremente en algo más de 2 °C.
El aumento de temperatura tendrá efectos preocupantes: por ejemplo, los
patrones de lluvia y viento, que han permanecido por cientos y miles de años,
33
podrían cambiar. Con el deshielo de los polos el nivel del mar podría subir y
amenazar islas y áreas costeras bajas, y se incrementaría asimismo la formación
de sistemas ciclónicos en las latitudes bajas, entre otros. En un mundo
crecientemente sobrepoblado estas presiones causarán un aumento en los
eventos catastróficos y, de la mano con estos, una mayor hambruna. Según la
Organización Mundial de la Salud (OMS), un pequeño aumento de temperatura
puede causar un incremento dramático de muertes debido a eventos de
temperaturas extremas; el esparcimiento de enfermedades tales como la malaria,
el dengue y el cólera; sequías, falta de agua y alimentos. La IPCC lo plantea así:
“El cambio climático con certeza conllevará una significativa pérdida de vidas”
(Dunn, 1997).
Finalmente, se debe tener en cuenta que el calentamiento originado por la
actividad humana (antropógeno) y el aumento del nivel del mar proseguirán
durante siglos debido a la magnitud de las escalas de tiempo asociadas a los
procesos y retroefectos climáticos; esto continuará, escriben en su informe los
científicos del IPCC, incluso aunque se estabilizasen las concentraciones de GEI.
El efecto invernadero. Este efecto está representado por un aumento paulatino de
temperatura en la baja atmósfera y por consiguiente en la superficie de la Tierra.
La masa atmosférica es prácticamente transparente a la radiación de onda corta
procedente del Sol, pero absorbe buena parte de la radiación de onda larga
emitida por la superficie terrestre. Algunos componentes atmosféricos como el
vapor de agua y el CO2 tienen frecuencias moleculares vibratorias en el rango
espectral de la radiación emitida por la tierra, lo que los hace buenos absorbentes
de esta radiación calorífica (Houghton, 2002). Los gases de invernadero,
acumulados en la baja atmósfera, absorben y remiten la radiación de onda larga
devolviéndola a la superficie terrestre, causando el aumento de temperatura.
El mal manejo y la explotación de los recursos son, tal vez, la causa más evidente
del aumento de gases de invernadero. Como ya se mencionó, la quema de
combustibles fósiles y la tala y quema de bosques liberan, entre otros gases,
34
grandes cantidades de CO2; la acumulación de este gas, junto con otros como el
metano y los óxidos de nitrógeno, produce un atrapamiento de la radiación solar
cerca de la superficie terrestre, causando el fenómeno conocido como el
calentamiento global. De acuerdo con los pronósticos de los científicos de la
organización Meteorológica Mundial (WMO), esto podría en los próximos
cincuenta años aumentar el nivel del mar lo suficiente como para inundar ciudades
costeras en zonas bajas y deltas de ríos, y también alteraría drásticamente la
producción agrícola internacional.
Escalas de tiempo y espacio t1
El estudio de todo evento que se sucede en la atmósfera encierra un concepto de
tiempo y espacio. Por ejemplo, se habla del tiempo que permanece una racha de
viento (minutos), de la duración de una precipitación (horas o minutos), de los
cambios en la cantidad y el tipo de nubosidad en cortos periodos de tiempo,
mientras es posible observar cambios en los niveles de insolación. De igual
manera es común escribir acerca de los días que transcurren en la formación de
un huracán o de los espacios de tiempo que marcan la duración de las épocas
lluviosas.
Hay fenómenos meteorológicos que duran meses, como el caso de las estaciones,
y otros que como el fenómeno del Niño aparecen en periodos no determinados,
pero que pueden alterar el desarrollo normal de la atmósfera por espacios de
tiempo que pueden cubrir entre uno y dos años. Asimismo, existen fenómenos
climatológicos cuya duración es de décadas, siglos e incluso milenios, como es el
caso las glaciaciones y el sobrecalentamiento de la Tierra (Lowry, 1973).
Además de las consideraciones hechas sobre el tiempo en que se desarrolla un
fenómeno meteorológico determinado, debe tenerse en cuenta el espacio sobre el
que este evento ejerce sus efectos. Así, Lowry (1973) considera, en su compendio
de apuntes para climatología, que puede existir una gran diversidad de
movimientos atmosféricos que van desde pequeños remolinos de turbulencia
35
hasta grandes circulaciones, como ciclones o anticiclones, que afectan amplias
regiones del sistema tierra-atmósfera.
Aquellos eventos que se suceden en la baja atmósfera y se encuentran dentro del
alcance visual de un observador se consideran de microescala, como por ejemplo
la turbulencia generada por una edificación, la evaporación de un tanque o una
lluvia sobre el lugar de observación.
Los fenómenos o eventos que afectan áreas no tan pequeñas (localidades, por
ejemplo) como para poder ser observadas por el hombre desde un punto
determinado, pero que no alcanzan la dimensión geográfica de un país o estado,
se estudian como acontecimientos a mesoescala. Como ejemplo pueden citarse
los eventos de tormenta, incluyendo los tornados.
Los eventos de gran magnitud que se producen sobre extensas áreas (naciones o
continentes, por ejemplo) imposibles de ser registrados por un observador, se
conocen como acontecimientos a macroescala o escala sinóptica; es el caso de
los huracanes, los sistemas frontales y los vientos monzones, por ejemplo. Existen
otros fenómenos o procesos cuya dimensión es tan amplia que pueden abarcar la
atmósfera misma, y a estos se les conoce como hemisféricos o globales. Como
ejemplo de eventos a escala global se pueden mencionar las estaciones, la
circulación atmosférica, el fenómeno del Niño y el calentamiento que viene
sufriendo el planeta.
Con respecto a la manera como deben verse los fenómenos meteorológicos,
Lowry (1973) presenta un resumen de las escalas atmosféricas de espacio y
tiempo, citando los límites que se asocian generalmente a cada una de ellas. Es
importante anotar que los límites que se presentan en la tabla 2 no deben tomarse
como camisa de fuerza y, aunque la amplitud de estos se supone un poco grande,
muchos de los fenómenos atmosféricos se estudian teniendo en cuenta estos
rangos establecidos.
Tabla 2. Rangos de las escalas de tiempo y espacio
36
Nombre escala Tiempo escala Horizontal Vertical
Microescala 1 s-1 h 1 mm-1 km 1 mm-10 m
Mesoescala 1 h-12 h 1 km-100 km 10 m-1 km
Macroescala 12 h-1 semana 100 km-104 km 1 km-20 km
Escala global 1 semana o más 104 km-global 20 km-100 km
Fuente: Lowry (1973).
Vale la pena anotar que, muchas veces, eventos que se suceden a escala local
resultan opacados por otros de mayor escala, desdibujando su importancia. Es el
caso de las brisas mar-tierra-mar en la costa norte de América del Sur, las cuales
se hacen muy poco notorias o desaparecen bajo la influencia de corrientes como
los Alisios.
Cuestionario t1
1. Escriba cinco elementos meteorológicos conocidos por usted y haga una
breve descripción sobre los dos que considere más importantes en la
determinación del clima de un lugar.
2. Piense en una localidad o región donde haya vivido algún tiempo e
identifique tres factores meteorológicos que puedan ser considerados como
modificadores de sus condiciones climáticas.
3. ¿Por qué la latitud sobre la que se encuentre una determinada zona o lugar
sobre el planeta incide en el comportamiento de las variables
meteorológicas?
4. Escriba dos ejemplos de fenómenos meteorológicos considerados, por sus
características, de mesoescala o escala global.
5. ¿Cuáles son los componentes del sistema climático global?
6. Haga una breve descripción del componente criosférico y su importancia
con respecto a las condiciones del clima de la Tierra.
7. ¿Qué entiende usted por cambio climático y variabilidad climática?
37
8. Escriba una breve nota sobre los gases de efecto de invernadero (GEI).
9. ¿Cuáles considera usted que son las medidas urgentes (escriba diez de
ellas) que debe tomar el ser humano frente al problema del calentamiento
global?
38
La atmósfera t0
Es la envoltura o capa gaseosa que rodea la Tierra, cuya etimología viene del
griego atmos, vapor, aliento, y sphaira, esfera. La atmósfera cubre el 100% de la
superficie terrestre, mientras que las masas sólidas terrestres apenas el 28% y el
agua o hidrosfera el 72%. Está constituida por gases y actúa como una poderosa
cubierta protectora de todos los seres vivientes, incluso de aquellos pequeños
organismos unicelulares que no respiran porque obtienen la energía por medio de
procesos de fermentación. El peso de las masas de aire que gravitan sobre los
quinientos millones de kilómetros cuadrados de la superficie terrestre es
aproximadamente cinco trillones de kilogramos.
Desde 1950 se viene aceptando el hecho de que esta capa gaseosa se divide en
dos grandes regiones: la atmósfera propiamente dicha, cuyo límite superior se
puede establecer cerca de los 400 km, y la exosfera, ubicada a partir de este nivel
hasta 1000 km aproximadamente. La exosfera, constituida por materia plasmática,
se considera una zona de transición entre el espacio exterior y la masa gaseosa;
en ella la ionización de las moléculas determina que la atracción del campo
magnético terrestre sea mayor que la del gravitatorio (de ahí que también se le
denomine magnetosfera).
Convencionalmente se ha establecido el límite superior de la atmósfera general
(gran océano de aire que rodea la Tierra) en aproximadamente 1000 km sobre el
nivel medio del mar; a esta altitud la atmósfera se encuentra tan enrarecida que su
densidad es menor a la que pudiera obtener el hombre. Muchos de los científicos
coinciden en afirmar que el aire atmosférico no tiene un límite establecido y que
llega a confundirse con los gases raros y el polvo interplanetario. También se
habla de la atmósfera de otros planetas.
Composición de la atmósfera t1
39
Para poder entender mejor los procesos físicos que se producen en la atmósfera
es necesario conocer su composición, que está relacionada con la actividad
humana y el comportamiento del medio ambiente en general. La composición de
la atmósfera ha tenido algunas variaciones a lo largo de los siglos, hasta
conformar la actual capa de gases y aerosoles que rodean la Tierra.
Se denomina aire a ese algo invisible e inodoro que respiran los seres vivos, que
alimenta la vida y el fuego. El aire natural está compuesto de aire seco (N, O, CO2,
Ar, etc.), vapor de agua y las denominadas partículas en suspensión (aerosoles,
sales, cenizas, esporas, polvo etc.).
Composición del aire seco t2
Antoine Laure Lavoisier, francés, y el químico sueco Karl Wilhelm Scheele, fueron
los primeros en demostrar (1774) que el aire es una mezcla de gases y que sus
elementos son ligeros y libres de moverse, no adhiriéndose entre sí como los
líquidos. Los gases componentes del aire pueden dividirse en aquellos que se
encuentran en proporciones constantes (gases permanentes) y los que están en
proporciones variables en la atmósfera. En física se llama gas permanente a aquel
que se encuentra a una temperatura superior a su temperatura crítica, es decir, a
una temperatura en la que no se puede licuar por el simple efecto de la presión.
Los gases permanentes mantienen una proporción casi constante en la atmósfera;
los más abundantes son el nitrógeno, el oxígeno y el argón. Los gases variables
son los que cambian en mayor proporción; en este grupo los más importantes son
el vapor de agua (H2O), el dióxido de carbono (CO2) y, en menor proporción, el
ozono (O3). Otro elemento variable en la atmósfera que frecuentemente actúa
como un gas adicional es el material en partículas suspendido en el aire (polvo,
residuos de humo, sal marina, arenas, ceniza volcánica, semillas, esporas y
bacterias, entre otros); además, la combinación de gases y partículas sólidas
suspendidas en el aire da origen a los llamados aerosoles.
40
En la tabla 3 se muestra la composición del aire seco (sin considerar el vapor de
agua) por unidad de volumen y al nivel del mar, además corresponden a datos
observados en un lugar alejado de las ciudades y de factores modificadores como
los incendios forestales.
Tabla 3. Composición del aire seco
Gases Proporción
volumétrica (%)
Nitrógeno (N) 78,084
Oxígeno (O) 20,946
Argón (Ar) 0,934
Anhídrido carbónico (CO2) 0,033
Neón (Ne) 0,0018
Helio (He) 0,00052
Hidrógeno (H) 5,0 x 10–5
Ozono (O3) 1,0 x 10–6
∑, kriptón, xenón, radón, etc. 0,00062
Fuente: Wikipedia (s. f.); ASHRAE (s. f.); Instituto Tecnológico de Ciudad Victoria
(s. f.); Wang (2001).
En general, estos gases (permanentes) se encuentran en la atmósfera en
proporciones constantes hasta una altitud aproximada de 80 km; esta región es
llamada algunas veces homosfera. Sin embargo, existen las excepciones ya
mencionadas del vapor de agua, el anhídrido carbónico y el ozono, principalmente.
Ozono atmosférico t2
Las moléculas de ozono (O3) están constituidas por tres átomos de oxígeno. Los
factores que determinan la concentración del ozono en la atmósfera son la altitud,
41
la latitud y la hora. Para comprender mejor la existencia y la importancia del ozono
en la atmósfera es preciso hacer referencia a procesos físicos que modifican la
composición de la atmósfera como la fotodisociación, proceso que se manifiesta
en la separación o la disociación de las moléculas en átomos individuales, por
acción de la radiación electromagnética.
La mayor parte de la energía transmitida a la Tierra por el Sol atraviesa el espacio
en forma de radiación electromagnética en forma de partículas extremadamente
pequeñas llamadas fotones (cuanto elemental de energías, responsable de la
interacción electromagnética con carga y masa nulas). Los fotones de las
radiaciones de cortas longitudes de onda contienen una gran cantidad de energía,
lo que explica que las radiaciones ultravioletas emitidas por el Sol puedan
provocar la división de las moléculas de ciertos gases de la atmósfera. La forma
más corriente de oxígeno en la atmósfera es la constituida por dos átomos, es
decir el oxígeno diatómico (O2). Los fotones de las radiaciones ultravioleta que
tienen tamaño suficiente pueden provocar la división de estas moléculas en dos
átomos de oxígeno:
O2 + (radiaciones ultravioleta) = O + O
En la termosfera (capa superior de la atmósfera) se da, especialmente, la
disociación de oxígeno diatómico (O2) en átomos sueltos de (O), por acción de la
radiación ultravioleta del Sol.
En la alta estratosfera la densidad del aire es tal que una gran proporción de
moléculas diatómicas de oxígeno permanecen intactas; si estas moléculas chocan
con átomos de oxígeno en presencia de una tercera partícula (M), entonces se
puede formar ozono (O3):
O2 + O + M = O3 + M
42
Las moléculas de ozono están constituidas, como ya se dijo, por tres átomos de
oxígeno, por lo que se denominan moléculas triatómicas. Algunas de estas
moléculas también absorben las radiaciones ultravioletas emitidas por el Sol,
radiaciones de longitud de onda diferente de las absorbidas por las moléculas
diatómicas. Los triátomos también pueden ser disociados por acción de la
radiación ultravioleta, produciéndose moléculas (O2) y átomos (O) de oxígeno:
O3 + (radiación ultravioleta) = O2 + O
Al ser las moléculas de ozono más pesadas que las moléculas diatómicas de
oxígeno tienen tendencia a caer en la atmósfera, por lo que una gran parte de
ellas se acumulan entre 20 y 30 km de altitud.
Se dijo que las concentraciones de ozono variaban con la altitud, que este gas se
produce principalmente en la alta estratosfera y que tiende a acumularse (por
peso) en la baja estratosfera. Esta distribución vertical del ozono puede resumirse
así: a medida que se eleva sobre la superficie de la tierra, la concentración de
ozono aumenta hasta una altitud de 25 km, aproximadamente, como puede
observarse en la figura 14; después disminuye hasta hacerse muy pequeña en la
alta estratosfera, alrededor de los 50 km, y luego disminuye más, hasta 70 km,
donde las moléculas de ozono son ya muy raras. Sin embargo, la concentración
de ozono a una altitud dada varía de manera considerable a causa de la
circulación general de la atmósfera.
Figura 14. Esquema de la distribución de ozono en la atmósfera
43
Nota: el pico superior corresponde a lo que se conoce como capa de ozono.
Fuente: EPA (s. f.).
Aunque la radiación ultravioleta, en ciertas longitudes de onda, también puede
disociar el O3, en la parte baja de la estratosfera las moléculas de ozono se
encuentran protegidas en cierta medida.
La presencia del ozono en la atmósfera es indispensable para la vida de la Tierra.
En efecto, este gas absorbe las radiaciones ultravioleta emitidas por el Sol en la
gama de longitudes de onda 0,2-0,3 micrones (µ) (230 a 320 nanómetros [nm]). Si
estos rayos mortales no fueran absorbidos en esta forma, no sería posible la vida
en el planeta. El ozono es un gas inestable, de un color azulado y fuerte oxidante,
muy fácil de producir pero a la vez muy frágil y fácil de destruir.
Se están inyectando a la atmósfera productos químicos que atentan contra la
producción y la concentración del ozono; es el caso de los compuestos de cloro,
flúor y carbono (CFC) que se usan en la fabricación de espuma, limpiadores
industriales, refrigerantes y aerosoles, entre otros. En la figura 15 se muestra un
perfil de concentración de estos compuestos en la atmósfera.
44
Figura 15. Perfil de la concentración de los CFC11 y CFC4 en la baja atmósfera
Fuente: elaboración propia.
A los niveles de emisión, la estabilidad y el largo periodo de vida de los CFC se
atribuyen la disminución de la concentración del ozono estratosférico. Otros
enemigos del O3 son los halones, compuestos de bromo utilizados en la carga de
los extintores, sobre los que se dice tienen una permanencia en la atmósfera
superior a los cien años.
Medida del ozono atmosférico t2
El ozono troposférico o superficial, contaminante fotoquímico, se origina
principalmente en las áreas urbanas y se concentra en los primeros metros de la
atmósfera. Las principales fuentes de emisión son los automóviles y la industria. El
proceso se inicia con las fuentes de óxidos de nitrógeno y de hidrocarburos, los
cuales son llamados “precursores”, o con los compuestos que reaccionan en la
presencia de luz solar para producir ozono. Cuando hay temperaturas elevadas y
45
poca mezcla por las corrientes de aire, el ozono superficial puede acumularse
hasta alcanzar niveles tóxicos. También se produce ozono por efecto de la
cantidad de energía liberada en las descargas eléctricas, conocidas comúnmente
como rayos, en el aire situado inmediatamente sobre la superficie de la tierra, pero
estas cantidades son muy pequeñas comparadas con las que se producen en la
alta estratosfera.
El ozono estratosférico se localiza entre 18 y 50 km en la estratosfera, como
producto de la disociación de las moléculas del oxígeno diatómico (O2) en átomos
de oxígeno (O). La mayor concentración del ozono se encuentra entre los 15 y 30
km aproximadamente, y es allí donde se ubica la llamada capa de ozono. Las
formas de medición más usuales del ozono son:
La concentración, en superficie, medida en partes por billón.
El ozono total, que expresa la cantidad total de ozono contenida en la
columna de aire atmosférico ubicada sobre la tierra. Estas medidas se
observan mediante el uso del fotoespectrómetro.
El perfil vertical del ozono, que indica las concentraciones de ozono en
función de la altitud y sus valores son obtenidos calculando las presiones
parciales mediante el ozono sonda.
La unidad más utilizada en la medición del ozono es el Dobson, que en volumen
corresponde aproximadamente a una parte por billón (1 ppbv). Mil unidades
Dobson equivalen a una columna uniforme de ozono de 1 cm de espesor, en
condiciones normales de presión (1 atmósfera [atm]) y una temperatura de 0 ºC (–
273,15 unidades Kelvin). Otra de las unidades utilizadas en la medición de la
concentración de este elemento en la atmósfera es el milipascal (mPa).
El vapor de agua en la atmósfera t2
46
La atmósfera contiene siempre vapor de agua pero en cantidades variables. El
vapor de agua es introducido a la atmósfera mediante los procesos de
evaporación y transpiración que se producen en la superficie de la tierra; luego
este se condensa formando las nubes y vuelve a la tierra en forma de lluvia, rocío,
granizo y nieve, por ejemplo.
En las regiones tropicales marítimas, cálidas y húmedas, la cantidad de vapor de
agua contenida en una muestra dada de aire puede alcanzar la proporción del 3%
de la masa total de la muestra. En ciertas regiones continentales, secas, la
proporción de agua es tan escasa que es difícil medirla. Es importante anotar que
cantidades de agua relativamente pequeñas pueden provocar importantes
cambios del tiempo.
La mayor concentración de vapor de agua en la atmósfera se registra por debajo
de los 6 o 7 km de altitud en la baja troposfera y es producto de los procesos de
evapotranspiración. Por término medio la concentración de vapor de agua en la
atmósfera decrece con la altitud, pero no se descarta la probabilidad de que esta
distribución se invierta en determinadas capas debido a la introducción de vapor
en los procesos de convección y advección, principalmente.
El anhídrido carbónico (CO2) t2
El CO2 contenido en el aire tiene su origen en una serie de procesos como la
respiración humana y animal, la descomposición y combustión de materias que
contienen carbono y las erupciones volcánicas; como se presenta en la figura 16,
cumple un ciclo en la atmósfera.
Figura 16. Ciclo del carbono en la baja atmósfera
47
Fuente: Instituto Nacional de Ecología de México (2008).
Los vegetales absorben gran parte del anhídrido carbónico que va a parar al aire.
Gracias a la radiación este gas se combina con el agua en la fotosíntesis y así las
plantas producen hidratos de carbono como el almidón, el azúcar y la celulosa. El
anhídrido carbónico proporciona a los vegetales el carbono necesario para su
crecimiento. Parte de estos vegetales son después consumidos por el hombre y
los animales, de manera que se puede decir que el carbono que se encuentra en
los seres vivientes proviene del CO2 contenido en el aire.
El carbono contenido en el anhídrido carbónico es una mezcla de dos isótopos de
carbono (nucleídos que tienen el mismo número de protones o número atómico,
pero distinto número de neutrones y, por tanto, distinto peso atómico); uno de ellos
es el carbono 12 (isótopo no radiactivo) y el otro es el isótopo radiactivo,
relativamente raro, conocido como carbono 14. La existencia de este último en la
atmósfera es atribuida al efecto de los rayos cósmicos sobre el nitrógeno, que
después se combina con el oxígeno para formar el anhídrido carbónico que es
absorbido por las plantas. Parte del CO2 de la atmósfera se disuelve en el agua
lluvia y en el mar, y la otra parte es absorbida en la degradación de las rocas.
amortiguador
48
La concentración de CO2 en la baja atmósfera está influenciada por las
variaciones de temperatura de los océanos, que pueden devolver al aire una parte
del gas que contienen. Se ha logrado determinar que cerca del 99% del anhídrido
carbónico de la Tierra está disuelto en los océanos, que su solubilidad está
relacionada con la asimilación del fitoplancton (algas microscópicas) y en función
de la temperatura. El dióxido de carbono es fijado en la fotosíntesis marina donde
es respirado y devuelto a la atmósfera en un ciclo más o menos estable.
La cantidad de CO2 absorbido o desprendido por este procedimiento en el
transcurso de un año representa, aproximadamente, el 10% de la cantidad
contenida en la atmósfera. Por otro lado, la concentración de este gas en la baja
troposfera es mayor en las ciudades y aumenta en la proximidad al suelo,
disminuyendo hacia los lugares despejados. En otras regiones o capas de la
atmósfera, la concentración de CO2 varía muy poco.
Las partículas sólidas en suspensión t2
Cuando se habló de los gases, cuya proporción variaba en la atmósfera, se
mencionaron las partículas sólidas microscópicas, las cuales pueden permanecer
suspendidas durante largos periodos de tiempo antes de depositarse en forma
lenta, generalmente. Estas partículas pueden también regresar a la superficie
terrestre debido a la precipitación (lluvia, nieve, etc.).
La mayoría de las partículas son de origen inorgánico, como es el caso de la
arena, las sales de los océanos, el humo industrial, las cenizas volcánicas y el
polvo de meteoros, entre otros; aunque en menor cantidad, también las hay de
origen orgánico como el polen, las pequeñas semillas y esporas, las bacterias y
los virus invisibles.
La concentración de las partículas en suspensión es mucho mayor en la superficie
de la Tierra y decrece rápidamente con la altitud. Sobre las regiones oceánicas
alejadas de las costas, el aire puede contener entre 500 y 2000 partículas sólidas
por m3. En medio de los continentes la concentración es mucho mayor y alcanza
49
sus valores máximos cerca de las ciudades. Por debajo de 400 km se empieza a
hablar, en sentido estricto, de la atmósfera; sin embargo, la mayoría de los
estudios meteorológicos consideran únicamente los primeros 100 km, donde su
estructura presenta una estratificación horizontal, por densidad, presión y
temperatura.
Aerosoles t2
Como aerosol se considera, normalmente, la combinación de gases o vapores y
partículas sólidas suspendidas en el aire. Las partículas con diámetros mayores
de 100 μ no son consideradas como aerosoles, debido a su velocidad de
asentamiento gravitacional. No se presenta ninguna diferencia en este contexto
entre las partículas sólidas y líquidas (o mezcladas); así, una nube podría
considerarse como un conjunto de aerosoles, sin embargo lo común es referirse a
las nubes y a las nieblas como tales y no como aerosoles (Munn y Rodhe, 1987).
Puede decirse que las partículas conocidas como aerosoles están siempre
presentes en la atmósfera y que su concentración, tamaño, morfología y
composición química varían notoriamente. Estas partículas desempeñan un papel
extremadamente importante en la formación de nubes y en los procesos de
precipitación, pues sin ellas la formación de las gotas de lluvia sería prácticamente
imposible.
La forma y el tamaño de las partículas de aerosol varía ampliamente; muchas de
estas son higroscópicas, lo que las hace aparecer envueltas en agua y otras son
formadas como cristales. La morfología refleja los procesos de formación y
transformación, de tal manera que una muestra recogida en un filtro puede
suministrar información importante acerca de la fuente de origen.
Debido a las diferencias en forma y tamaño de los aerosoles, no siempre es
confiable una clasificación a partir de su tamaño; así, la distribución de los
aerosoles puede referirse al número de partículas, al área de superficie de estas
partículas, a su volumen o a su masa.
50
Tomando como base las diferencias mencionadas, los científicos dedicados al
estudio de la composición de la atmósfera hacen una división entre partículas
gruesas o grandes (provenientes del estallido de las olas en el mar o del
levantamiento de polvo y arena por acción del viento) con diámetros mayores a 2
μ, y partículas finas, con diámetros inferiores a este valor. Normalmente las
partículas finas tienen diámetros que oscilan entre 0,1 y 1,0 μ. Además, existen en
la atmósfera partículas consideradas comunes en términos de concentración, que
poseen radios menores a 0,1 μ. En el estudio de la calidad de aire a estas
partículas diminutas se les conoce como núcleos de Aitken.
En lo que hace referencia a la remoción de partículas en la atmósfera, para esto
son utilizados algunos procesos. En el caso de las llamadas partículas gruesas, se
destacan:
La sedimentación, cuya importancia crece con el tamaño de las partículas. Se
resalta el hecho de que partículas con diámetros mayores a 10 μ tienen limitado su
tiempo de residencia en la atmósfera.
El lavado atmosférico por acción de la precipitación. Como proceso de remoción
depende no solo del tamaño de las partículas, sino de la frecuencia e intensidad
de las lluvias.
La deposición por impacto. Al golpear las partículas un obstáculo por la acción del
viento, estas pueden terminar adheridas a él; es el caso de aquellas que al no
poder seguir la trayectoria del viento terminan pegadas en la superficie de las
hojas, por ejemplo.
Las partículas con diámetros menores de 2 μ (finas) tienen un comportamiento
mucho más complejo en la atmósfera, y desde el punto de vista de la físico-
química son más importantes que las partículas grandes. Las partículas con
51
diámetros menores a 1,0 μ son las que más preocupan en el campo de la salud,
ya que llegan hasta la parte baja del tracto respiratorio.
Una gran parte de estos pequeños aerosoles no es emitida como partículas, sino
formada en la atmósfera por procesos fisicoquímicos. Mediante los procesos
fotoquímicos, por ejemplo, se forman nucleados que dan origen a partículas con
diámetros menores de 0,5 μ, o condensados sobre partículas ya existentes. Un
ejemplo es la oxidación fotoquímica del SO2, la cual produce aerosoles de
sulfatos, que son comunes sobre regiones industrializadas.
La formación de partículas muy pequeñas se presenta también cuando los gases
de combustión se enfrían rápidamente, ocasionando altos niveles de saturación.
Otro mecanismo es la transformación de compuestos gaseosos disueltos en el
agua de las nubes en compuestos no volátiles, los cuales después de la
evaporación de la gotita de agua se presentan como partícula de aerosol,
principalmente en rangos entre 0,1 y 2,0 μ de diámetro (Munn y Rodhe, 1987). La
remoción de las partículas finas en la atmósfera se presenta, principalmente, por:
Lavado atmosférico. Este proceso se da en las partículas finas, cuando estas se
constituyen en núcleos de las gotas de nube y de este modo se incorporan a las
gotas de agua que caen en los procesos de precipitación.
Difusión hacia una superficie absorbente en el suelo. En ausencia de la lluvia, el
material particulado puede ser llevado a la superficie por sedimentación y por
transporte turbulento. En la interface de la superficie (muy cerca del suelo) algunos
procesos contribuyen a la captura de las partículas. Los gases pueden disolverse
en el agua o en superficies húmedas (el caso del CO2 sobre el océano), penetrar
en las plantas a través de sus estomas o ser absorbidos por los materiales que se
encuentran formando el suelo.
Capas o regiones verticales de la atmósfera t1
52
Para predecir la futura evolución de la atmósfera es necesario considerarla como
un todo. Por tanto, son utilizados satélites, radio-sondas, aviones y otros equipos
electrónicos para poder estudiar la alta atmósfera implementando, al mismo
tiempo, una red de estaciones meteorológicas en superficie. Actualmente se
dispone de un gran número de medios de investigación para estudiar las
características físicas de la atmósfera (Retallack, 1991).
Estudios meteorológicos sobre el comportamiento espacio-temporal de los
distintos elementos climáticos permiten mostrar muchas de las características que
identifican la atmósfera. En el caso de la temperatura, existen importantes
variaciones con la altitud que permiten definir cuatro principales capas o
regímenes térmicos. Estas capas son: la troposfera, la estratosfera, la mesosfera y
la termosfera, separadas por unas áreas de transición denominadas “pausas”. En
la figura 17 es posible observar, además de la distribución de las distintas capas
en que se divide la atmósfera, la manera como se comportan la temperatura y la
presión atmosférica con respecto a la altitud.
Figura 17. Distribución de las capas de la atmósfera
53
Fuente: Retallack (1973).
La superficie del globo absorbe la mayor parte de las radiaciones solares y luego
las entrega a la atmósfera en forma de energía calorífica, por lo que la troposfera
es calentada en su base; por el contrario, la fuente de calor de la estratosfera está
situada en su parte superior, es decir en los niveles donde se absorbe una
importante cantidad de radiación ultravioleta en la producción de ozono. La
mesosfera, entonces, también es calentada en su base mientras que en la
termosfera las capas superiores son las más calientes.
54
La mayor parte de la masa atmosférica y de la energía térmica se encuentra
concentrada en la parte baja de la troposfera. En la estratosfera las
concentraciones de gases se reducen en forma considerable, mientras que en la
mesosfera y la termosfera la densidad es casi despreciable.
La presión ejercida por los gases de la atmósfera depende de la cantidad de
partículas que se encuentren sobre la unidad de superficie a ese nivel. La presión
atmosférica a nivel del mar es de 1013 milibares, aproximadamente. Puede
observarse en la figura anterior cómo la mitad de la masa atmosférica se
encuentra por debajo de los 5 km de altitud y las tres cuartas partes por debajo de
los 12 km. A nivel de la estratopausa la presión es solamente de 1 milibar, esto
quiere decir que la presión atmosférica por encima de 50 km no representa más
que la milésima parte de la masa total de esta.
Características de las capas de la atmósfera t1
La troposfera. Esta capa presenta movimientos verticales y horizontales muy
importantes (tropos = movimiento), y es donde se desarrollan la mayoría de los
fenómenos climáticos. Es la región más baja de la atmósfera y en ella la
temperatura disminuye, generalmente, con la altitud. La superficie del globo
absorbe la mayor parte de las radiaciones solares, por tanto la troposfera se
calienta en su base. En la primera mitad de esta capa la disminución de la
temperatura es de entre 6 ºC y 7 ºC por km de ascenso; en la segunda mitad el
gradiente es un poco mayor, alcanzando los 8 ºC por km. Sin embargo, algunas
veces, en capas poco espesas de aire, la temperatura puede crecer con la altitud
y, en este caso, se produce una inversión de temperatura.
El mayor número de partículas, es decir una gran parte de la masa atmosférica, se
encuentra en las proximidades de la superficie terrestre, razón por la cual la mayor
parte de la energía térmica de la atmósfera se encuentra concentrada en la parte
inferior de la troposfera. Esta capa se caracteriza también por los movimientos
55
verticales (convección) muy marcados, apreciable contenido de vapor de agua,
nubes y otros fenómenos.
Es necesario tener en cuenta que la presión ejercida por los gases que componen
la atmósfera depende del peso de las partículas que se encuentren sobre la
unidad de superficie. Atendiendo entonces a lo ya expuesto, puede decirse que
casi la totalidad del peso de la atmósfera se encuentra en los primeros 30 km de
altitud. La presión atmosférica al nivel medio del mar se calcula en 1013,25 hPa;
estos valores de presión disminuyen rápidamente con la altitud, es así como a 10
km se tienen 260h Pa y a 20 km la presión es de 55 hPa aproximadamente. Puede
decirse entonces que todos los fenómenos atmosféricos de orden meteorológico
ocurren en la troposfera; sin embargo, al estudiar la capa de ozono como uno de
los factores más importantes en el comportamiento térmico vertical de la
atmósfera, se tiene en cuenta también la estratosfera, que llega aproximadamente
hasta los 50 km de altitud.
El límite superior de la troposfera se llama tropopausa, región isoterma de algunos
kilómetros de espesor que no se presenta en forma continua y cuya altitud varía
según su posición en relación con la superficie de la tierra. En las latitudes bajas
existe una tropopausa tropical a una altitud de entre 16 y 18 km aproximadamente,
con una temperatura media alrededor de –75 ºC, mientras que en las latitudes
altas se habla de una tropopausa polar a una altitud de entre 6 y 8 km (más alta en
el hemisferio que se encuentra en verano), donde se registran temperaturas
medias cercanas a –50 ºC. Entre estas dos regiones se encuentra la tropopausa
de las latitudes medias, que está inclinada y se interrumpe en las cercanías de las
“corrientes en chorro”, donde los vientos que superan los 80 nudos (figura 18). Por
esta razón, es probable que en estas latitudes se presente más de una
tropopausa, lo que dificulta en cierta medida el trazado de los mapas
meteorológicos.
La temperatura del aire, así como la altitud de la tropopausa pueden variar
bruscamente en el tiempo y en el espacio debido al desplazamiento de los
56
sistemas meteorológicos móviles y sus nubes asociadas, ubicados en el seno de
la troposfera.
Figura 18. Características generales de la tropopausa
Fuente: Retallack (1973).
Como se anotó anteriormente, en la troposfera la temperatura disminuye en forma
regular hasta el nivel de la tropopausa. Dado que sobre el Ecuador esta capa se
encuentra más elevada (mayor calentamiento en superficie y abundantes
movimientos ascendentes), es precisamente cerca de la tropopausa ecuatorial
donde se observan las temperaturas más bajas de la troposfera.
57
La estratosfera. Es la segunda capa de la atmósfera y se encuentra encima de la
troposfera. Esta región se extiende desde la tropopausa hasta aproximadamente
50 km de altitud (figura 19). En principio y hasta unos 20 km de altitud, la
temperatura permanece casi constante (isoterma); luego crece lentamente hasta
un nivel próximo a los 32 km y a partir de este nivel aumenta más rápidamente
hasta alcanzar, en los límites superiores, valores similares a los que se pueden
presentar en la superficie de la tierra.
Figura 19. Espesor de las capas atmosféricas
Fuente: http://naturaleza8.blogspot.com/2007/09/las-capas-de-la-atmsfera.html.
Las elevadas temperaturas en los niveles altos de la estratosfera se relacionan
con la absorción de la radiación ultravioleta en los procesos de formación del
ozono. La energía cinética transferida a un cierto número de moléculas incrementa
la energía cinética de estas y, finalmente, se traduce en un aumento de la
temperatura del aire.
58
La estratosfera tiene, entonces, una fuente de calor en su nivel superior; así, la
energía térmica adquirida por estas moléculas del aire se transfiere por
subsidencia y radiación hacia los niveles inferiores.
Las moléculas de ozono (oxígeno triatómico) debido a su peso se acomodan en la
parte media y baja de la estratosfera, presentando su mayor concentración entre
los 20 y 25 km de altitud. Algunos autores definen como ozonósfera el sector de la
atmósfera comprendido entre 20 y 60 km aproximadamente.
Los fenómenos meteorológicos que se observan en la estratosfera son muy pocos
y diferentes a los que se suceden en la troposfera. Los movimientos convectivos
en esta capa de la atmósfera son limitados debido a la inversión de temperatura y,
prácticamente, no existe formación de nubes a excepción de algunas
denominadas “nubes nacaradas”, que son observadas en latitudes altas, entre 20
y 30 km. de altitud.
La mesosfera. Corresponde a la tercera capa de la atmósfera y está ubicada entre
la estratopausa y los 80 km de altitud aproximadamente. La mesosfera es
calentada en la base y la temperatura disminuye con la altitud hasta alcanzar
valores próximos a los –100 ºC en el límite superior de capa, donde se encuentra
ubicada la mesopausa.
Hasta el límite superior de la mesosfera se considera que los gases que
constituyen la atmósfera se encuentran en proporciones más o menos constantes,
con excepción del vapor de agua, el ozono y el dióxido de carbono, como ya se
dijo. Vale la pena recordar que la troposfera, la estratosfera y la mesosfera
conforman la homosfera.
Algunas veces, en latitudes altas, cuando el sol se encuentra entre 5º y 13º por
debajo del horizonte, es posible observar las llamadas nubes noctulicentes, las
cuales se suponen compuestas por partículas de polvo recubiertas de hielo. La
densidad del aire en esta región de la atmósfera es muy baja y la presión alcanza
valores por debajo de un hectopascal.
59
La termosfera. Es la región que se encuentra sobre la mesopausa y se caracteriza
por el aumento progresivo de la temperatura. Este aumento de temperatura puede
darse hasta niveles entre 400 km y 500 km de altitud aproximadamente,
dependiendo de la actividad solar.
Debido a la fotodisociación provocada por las radiaciones solares de corta longitud
de onda (rayos ultravioleta y rayos x, principalmente), las moléculas de un gran
número de gases se separan dejando en libertad los átomos que las constituyen.
Los gases tienen menos tendencia a mezclarse y las moléculas y átomos más
pesados se separan de los otros por efecto de la gravedad; esto explica que se
encuentren átomos de oxígeno (O) en la termosfera inferior y que este vaya
creciendo en detrimento de la cantidad de moléculas de oxígeno (O2). A 130 km
de altitud aproximadamente, los dos tercios de las moléculas de oxígeno se
encuentran separadas en átomos por efecto de las radiaciones emitidas por el Sol;
así, en la medida en que se asciende, se pueden encontrar las moléculas de
nitrógeno, que son las más pesadas, y sobre ellas las de oxígeno y las de
hidrógeno, estas últimas consideradas las más livianas.
Cuando un átomo eléctricamente neutro pierde un electrón se convierte en un ión
positivo; por el contrario, si este átomo gana un electrón se transforma en un ión
negativo. Este proceso de formación de iones se denomina ionización. En esta
capa de la atmósfera, al igual que en la parte alta de la mesosfera, los procesos
de ionización son muy importantes debido a que tanto los iones como los
electrones pueden permanecer relativamente separados durante largos periodos
de tiempo.
En general, los fotones de los rayos ultravioleta y de los rayos x son los que
ionizan los gases de la atmósfera, pero también pueden producir ionización las
partículas solares que se desplazan muy rápido, principalmente en las regiones
polares. A presiones atmosféricas ordinarias la ionización no persiste, ya que los
electrones no pueden permanecer libres durante mucho tiempo; pero desde 50 km
de altitud (mesosfera y termosfera), donde la presión atmosférica es igual o menor
a 1 hPa, la ionización se hace cada vez más persistente.
60
La ionosfera. Región de la atmósfera que comprende la alta mesosfera y la
termosfera, caracterizada por poseer grandes concentraciones de iones y
electrones libres, suficientes para provocar la reflexión de las ondas
radioeléctricas. Se divide en subcapas (D, E, F) según su comportamiento.
Parte de la ionosfera situada en la mesosfera (capa D) refleja las ondas
radioeléctricas de baja frecuencia, pero absorbe las de frecuencia media y alta.
Esta se produce principalmente con la aparición del sol y desaparece cuando este
se pone. Durante las “perturbaciones ionosféricas” o periodos de erupciones
cromosféricas (solares) se suceden interrupciones en las comunicaciones por
radio de frecuencia media y alta.
La capa E está situada, generalmente, entre 90 y 140 km de altitud, y refleja
muchísimo las ondas radioeléctricas de frecuencia media y alta. Esta capa tiende
a desaparecer cuando el sol se pone.
La capa F se extiende verticalmente a partir de los 140 km aproximadamente. Una
parte de esta capa (F1) desempeña un papel muy importante en la propagación de
las ondas de radio de frecuencias media y alta; otra parte de esta capa (F2) es
importante para las radiocomunicaciones a gran distancia. Su densidad electrónica
es máxima a altitudes que varían entre 250 y 500 km de altitud, según el lugar y
las condiciones. Luego disminuye gradualmente, pero su límite superior aún no ha
sido determinado.
La exosfera. Esta capa, constituida por iones y electrones, se extiende
verticalmente hasta confundirse con el gas interplanetario. Sin embargo, las
partículas neutras comprenden aún una proporción relativamente elevada de la
atmósfera y, en altitudes cercanas a los 1200 km, todavía la densidad de las
partículas neutras es casi igual a la de los electrones. A partir de 500 o 600 km de
altitud la densidad de las partículas neutras es tan pequeña que muy raramente
entran en colisión. El recorrido medio libre es tan grande que determinadas
partículas escapan a la fuerza de atracción de la Tierra.
61
Cuestionario t1
1. ¿Cuál es la proporción volumétrica en la que se encuentran los
componentes del aire seco en la baja atmósfera?
2. ¿Cuáles son los principales gases considerados variables y mediante qué
procesos ingresan a la atmósfera?
3. ¿Cuáles son las capas en las que se divide verticalmente la atmósfera y
cuál el parámetro que determina esa división?
4. ¿Cómo se considera la distribución porcentual de los gases atmosféricos en
los primeros 80 km de altitud?
5. Describa brevemente el sector de la atmósfera conocido como ionosfera.
6. Mediante un esquema explique cómo varía la temperatura con la altitud en
los primeros 100 km de atmósfera.
7. ¿Cuáles son las principales características de la tropopausa?
8. ¿Qué son los aerosoles y cómo se clasifican según su tamaño?
9. ¿Cuáles son los gases y compuestos que más atentan contra la capa de
ozono?
62
Fuentes de energía en la atmósfera t0
La energía es una magnitud física, definida como la capacidad de cuerpos y
sistemas para realizar un trabajo. La energía disminuye en una proporción igual a
la cantidad de trabajo generado por el cuerpo o sistema. Así, un cuerpo tiene
energía si es capaz de producir un trabajo; también se dice que existe trabajo
cuando un cuerpo se desplaza bajo la influencia de una fuerza. Por tanto, un
cuerpo que tiene energía es capaz de producir un movimiento.
Energía y trabajo t1
En el lenguaje científico, se realiza un trabajo (W) cuando el punto de aplicación
de una fuerza (F) se desplaza en el sentido de esta. La cantidad de trabajo es
equivalente al producto de la fuerza por la distancia que se desplaza el punto de
aplicación de esta fuerza. Por ejemplo si la fuerza de 10 newton desplaza el punto
de aplicación 5 m en el sentido de la fuerza, se producen 10 x 5 = 50 unidades de
trabajo.
La cantidad de trabajo que puede suministrar un cuerpo es una medida de su
energía; por tanto, la energía se mide en las mismas unidades del trabajo, es decir
en julios. El julio es la unidad correspondiente al trabajo producido por una fuerza
de un newton sobre un punto de aplicación que se desplaza un metro en dirección
de la fuerza (W = F x d). Otras unidades de energía en el campo eléctrico pueden
ser el Kw/h, W/s, donde 1 W = potencia capaz de generar una energía de 1 julio/s.
Algunas formas de energía t1
La energía adquiere formas distintas y el hombre ha aprendido a pasar de unas a
otras para su provecho. Así, por ejemplo, quema carbón y obtiene energía
calorífica, con la que puede hacer hervir agua y con el vapor producido impulsar el
émbolo de una máquina de vapor produciendo energía mecánica; esta a su vez
63
puede servir para accionar un dinamo, que convierte la energía mecánica en
energía eléctrica. Con la energía eléctrica puede encender una lámpara
produciendo energía lumínica, o poner en funcionamiento un motor con lo cual se
tendrá nuevamente energía mecánica. Algunos tipos de energía son:
Energía potencial. Es la que posee un cuerpo como consecuencia de su posición
o de su estado. A veces se dice que se trata de energía almacenada porque
puede liberarse para producir movimiento. La energía potencial equivale al
producto de la masa por la gravedad y la altura.
Energía cinética. Es la que posee un cuerpo o sistema físico en razón de su
movimiento. Se define como el semiproducto de la masa por el cuadrado de la
velocidad en un momento determinado:
Ec = 1/2 mv2 julios
Se pueden observar algunos ejemplos de transformación de energía: un cuerpo
que se eleva sobre la superficie de la tierra posee una energía potencial
(gravitatoria) en su nueva posición; si se le deja caer, la fuerza de gravedad actúa
sobre él y se realiza un trabajo. En el transcurso de su caída la energía potencial
se convierte en energía cinética.
Si a un aparato de relojería se le proporciona cuerda, este acumula energía
potencial debido al estado de tensión del resorte. Esta energía es liberada a
medida que el resorte se distiende produciendo un trabajo.
La energía también puede ser clasificada en grupos de acuerdo con sus objetivos
o aplicaciones. Es así como las cargas eléctricas pueden poseer en un campo
eléctrico una energía potencial eléctrica; de igual manera, los polos imanados
pueden tener, en un campo magnético, una energía potencial magnética.
64
Energía química. La energía puede igualmente almacenarse en forma de
carburante y encontrarse así disponible para realizar un trabajo. De igual modo la
energía se almacena en los alimentos y el cuerpo al consumirlos la convierte en
energía utilizable realizar diversas actividades.
Energía nuclear. A muy alta temperatura, átomos de hidrógeno pueden fusionarse
para formar átomos de helio, lo cual se denomina “fusión nuclear”. A lo largo de
este proceso, la modificación del núcleo de cada átomo conduce a la conversión
de una parte de su masa en energía. La energía nuclear es la energía liberada en
el transcurso de una reacción nuclear, como consecuencia de la transformación de
masa en energía. Se libera energía nuclear en reactores nucleares y armas
atómicas.
Energía calorífica. Este tipo de energía en un cuerpo depende de la energía
cinética total de sus partículas. Si el movimiento de agitación de las partículas
cesara, su energía cinética acabaría y el cuerpo estaría desprovisto de calor. Las
partículas sólidas vibran, mientras las fluidas (líquidos y gases) se desplazan
progresivamente.
Energía radiante. Es la que se transmite en forma de radiación, principalmente de
“radiación electromagnética”. La energía radiante es el único tipo de energía que
puede existir en ausencia de materia.
Ondas luminosas t1
El Sol y otros cuerpos del universo emiten energía radiante y se ha descubierto
que esta energía atraviesa el espacio en forma de ondas. La distancia que separa
dos crestas sucesivas de cada onda se llama longitud de onda (λ). Los ojos
humanos son sensibles a algunas ondas de longitudes determinadas llamadas
ondas luminosas, forma en la que se propaga la energía emitida por un cuerpo
65
luminoso (objeto que emite luz). La energía radiante que se propaga en el espacio
en forma de ondas luminosas es llamada radiación visible.
La luz es una mezcla de varios colores. En efecto, Newton mostró que al atravesar
un prisma triangular la luz del sol (de aspecto blanco amarillento), esta se
descompone en varios colores, lo que se puede observar en el arcoíris. Newton
hizo pasar la luz solar por un pequeño orificio circular para proyectarla en la pared
opuesta de la habitación, haciéndola atravesar el prisma. La mancha luminosa que
apareció en la pared era roja en uno de sus extremos y violeta en el otro, de
donde el científico dedujo que el prisma separaba o dispersaba los colores
existentes en la luz blanca. A esta mancha formada por la luz se le denomina
espectro visible y está formada por los siguientes colores: rojo, naranja, amarillo,
verde, azul, añil y violeta.
La luz está compuesta por ondas de longitudes diferentes que producen sobre la
retina del ojo sensaciones de distintos colores. Además, se ha demostrado
mediante instrumentos como el espectroscopio que la onda de mayor longitud en
el sector visible del espectro electromagnético corresponde al rojo y la más corta
al color violeta.
Conservación de la masa y la energía t1
Hasta 1905 los científicos utilizaban dos leyes diferentes para explicar los
procesos físicos en los que interviene la masa o la energía, a saber:
1. Ley de la conservación de la masa: “En todo sistema no puede haber
ni creación ni destrucción de masa (materia)”.
2. Ley de la conservación de la energía: “En todo sistema no puede
haber ni creación ni destrucción de energía, sino simplemente una
transformación”.
66
Einstein sugirió en 1905 que la energía podía convertirse en masa y viceversa. Su
“teoría de la relatividad” indicaba que las leyes precedentes no eran más que
aproximaciones, pues no pueden aplicarse más que a sistemas que no incluyan
reacciones nucleares ni velocidades próximas a las de la luz. La “ley general de la
conservación de la masa y la energía” combina, entonces, las dos leyes distintas
de conservación de la energía y dice: “En todo sistema, la suma de la masa y la
energía permanece constante”.
Intercambios de calor en la atmósfera t1
Es conveniente tener en cuenta que mientras el Sol es la fuente de la energía que
pone en marcha la fabulosa máquina atmosférica, la superficie de la tierra
desempeña un importante papel en la conversión de la radiación solar en calor
sensible, y en la distribución de este calor en la tierra y en la atmósfera.
Las grandes corrientes de aire que circulan alrededor de la Tierra, las tormentas y
demás perturbaciones observadas, muestran la gran cantidad de energía
contenida en la atmósfera; prácticamente toda esta energía proviene del Sol en
forma de radiación electromagnética.
La energía procedente del Sol es fundamental en el origen del clima y en el
desarrollo de la vida en la Tierra. Las cantidades de energía emitidas por el centro
caliente de la Tierra y por las estrellas son despreciables frente a la energía solar.
Los procesos físicos mediante los cuales se explica, en principio, el intercambio de
calor en la atmósfera (transmisión de energía) son:
La radiación
La conducción
La convección
La transferencia de calor latente
67
De estos procesos puede decirse que la radiación es el más importante, ya que es
la manera como la energía del Sol es transmitida hasta la atmósfera terrestre.
Energía solar t1
En los siguientes apartados se describirán los elementos y características
principales de este tipo de energía.
Principales características del Sol t2
El Sol es una estrella blanca amarillenta, cuyas características (diámetro,
superficie, atmósfera) son conceptos algo subjetivos, tratándose de un cuerpo
totalmente gaseoso. Esta enorme esfera de gas incandescente está compuesta en
un 70% de hidrógeno, un 28% de helio y un 2% de átomos diferentes,
aproximadamente.
El centro o núcleo del Sol, en razón a la fuerza de gravedad, tiene una
temperatura media del orden de los 15 millones de unidades Kelvin (K = 273,15 +
ºC), lo que permite reacciones termonucleares como la fusión de átomos de
hidrógeno para formar átomos de helio. Su temperatura disminuye rápidamente
desde el núcleo hacia la superficie y la convección resultante favorece tanto la
evacuación de la energía, como la sustitución del helio producido en el núcleo por
hidrógeno, para continuar alimentando el proceso de fusión termonuclear. Se cree
que las reacciones nucleares que tienen lugar en el centro del Sol se dan a
temperaturas cercanas a los veinte millones de grados centígrados.
Producto de la fusión del hidrógeno en el horno atómico solar, hay producción de
helio con conversión de masa en energía. Esta energía es emitida por el Sol y se
propaga en el espacio en forma de radiación electromagnética (luz y calor).
Alrededor del 47% de la radiación total se produce en forma de radiación visible, el
45% aproximadamente corresponde a la radiación infrarroja y el 7% a la parte
ultravioleta del espectro electromagnético. Algunas características del Sol son:
68
Radio = 696.000 km, aproximadamente 109 radios terrestres.
Radio del núcleo = aproximadamente 1/4 del radio solar.
Rotación ecuatorial absoluta (respecto a las estrellas) = veinticinco días.
Rotación ecuatorial aparente (respecto a la Tierra) = veintisiete días.
Temperatura central (núcleo) = 15 millones ºC, aproximadamente.
Temperatura superficial (fotosfera) = 6000 ºC, aproximadamente.
Distancia del Sol a la Tierra = 1496 x 108 km (150 millones de km
aproximadamente).
La superficie visible del Sol es la fotosfera (esfera de luz), región brillante que está
constituida por gas a alta presión. Las fotografías revelan que esta superficie tiene
una apariencia moteada en perpetua modificación; parece cubierta de pequeños
granos (gránulos), los cuales son debidos a la ebullición de los gases y se
constituyen en la manifestación exterior de la turbulencia interna del Sol. Al
observar este astro también se distinguen regiones con una apariencia oscura
(más frías) llamadas manchas solares, con temperaturas inferiores a los 6000 ºC;
asociadas y rodeando las manchas es común encontrar unas regiones brillantes,
con temperaturas más elevadas, llamadas fáculas.
El anillo que rodea la fotosfera es la cromosfera (esfera de color), compuesta
esencialmente de hidrógeno y helio en forma de gas a baja presión. Tiene un
espesor de varios miles de kilómetros y su temperatura media es del orden de los
20.000 ºC.
Sobre la cromosfera se extiende hasta una gran distancia en el espacio la corona
solar. Su color es blanco plateado y su luz proviene de la difusión de la luz solar
por algunos gases, partículas de polvo y electrones, excitados por las altas
temperaturas a las que se encuentran sometidos. La temperatura de esta capa es
del orden de 1.000.000 ºC, aproximadamente. La energía cinética de las partículas
de la cromosfera y de la corona en particular es extremadamente grande.
69
La actividad solar t2
Cuando el Sol presenta un número anormalmente elevado de manchas o de
fáculas, o una intensidad particularmente fuerte de fenómenos fotosféricos,
cromosféricos y de la corona se dice que está activo o perturbado y, en ausencia
de estos signos, se dice que está tranquilo (Retallack, 1973).
Los científicos han descubierto la existencia de un ciclo de aproximadamente once
años, que corresponde a la duración media entre dos máximos de actividad solar.
Se ha encontrado que el número de manchas que aparecen sobre la fotosfera
puede ser utilizado como índice de esta actividad.
Durante un mínimo de actividad las manchas aparecen hacia los 35º de latitud en
los dos hemisferios del Sol. A medida que se desarrolla el ciclo de actividad solar
el número de manchas crece y después decrece en una extensa región que se
aproxima al Ecuador solar. El inicio del ciclo siguiente se da en el momento en que
las manchas vuelven a aparecer hacia los 35º de latitud.
Radiación solar t2
La radiación es el proceso en el que la energía puede ser transmitida de un cuerpo
a otro por medio de ondas electromagnéticas, con o sin la presencia de un medio
físico. Desde el punto de vista físico, la radiación se determina por un fenómeno
ondulatorio transversal en el que las variables ondulatorias están constituidas por
un vector eléctrico y otro magnético.
La radiación del Sol se propaga en el espacio en forma de ondas
electromagnéticas, como se observa en la figura 20, a una velocidad de 300.000
km/s (velocidad de la luz); la longitud de estas ondas (distancia entre dos crestas
sucesivas de una onda) está comprendida entre 10-6 µ (rayos gamma y rayos x) y
algunos kilómetros (ondas de radio). Esta radiación es la fuente principal de
energía en los procesos atmosféricos y se mide, generalmente, por su actividad
70
calorífica, y se expresa en calorías por unidad de área y de tiempo (Sabogal,
1987).
Figura 20. Componentes del sol y características de la radiación solar
Fuente: elaboración propia.
Los electrones, pequeñas partículas cargadas negativamente, se mueven
continuamente a velocidades muy elevadas cuyo valor medio aumenta con la
temperatura. En esta continua agitación se da el permanente choque entre
partículas mediante el cual se producen vibraciones que originan las denominadas
ondas electromagnéticas.
La colisión de estas partículas da como resultado la creación de ondas
electromagnéticas de diversas longitudes de onda, que abarcan los rayos X, la
radiación ultravioleta, visible, infrarroja, incluyendo hasta las ondas radioeléctricas.
Las partículas animadas de gran velocidad vibran rápidamente dando lugar a
ondas cortas; las ondas largas resultan de la colisión de partículas más lentas.
71
Cuando se transforma el hidrógeno en helio, durante una reacción nuclear, se
pierde una cantidad de masa igual a 0,0072 g por cada gramo de hidrógeno en
fusión. Convirtiendo la masa perdida en kilogramos y aplicando la fórmula de
Einstein, la cantidad de energía producida por el Sol debido a la reacción nuclear
es:
E = mc²
E = (0,0072/103) x (3 x 108)2
E = 6,48 x 1011 julios
Donde:
M = masa (perdida en el proceso) en kilogramos
C = velocidad de la luz en m/s
Espectro electromagnético t2
Los componentes del espectro electromagnético conforman una secuencia que va
desde los rayos gamma hasta las ondas de radio (tabla 4). Este espectro incluye
además del espectro visible, algunos tipos de radiación que no se pueden ver
como los rayos X, las ondas de radio, los rayos infrarrojos, los ultravioleta y los
gamma.
Tabla 4. El espectro electromagnético
Rangos del espectro electromagnético en μ
Rayos
Gamma
Rayos X
Radiación
ultraviolet
a
Luz
espectro
visible
Radiación
infrarroja
Ondas
de radio
< 10-6 10-6 – 10-3 10-3 – 0,4 0,4 – 0,7 0,7 – 103 > 103
Fuente: González (1978).
72
La luz es el único tipo de radiación que puede ver el hombre y la que se observa
proveniente del Sol se denomina luz blanca. Al pasar la luz a través de un prisma
de vidrio, esta se descompone en una gama integrada por los colores rojo,
naranja, amarillo, verde, azul, añil y violeta, efecto que se denomina espectro
visible y que corresponde a las longitudes de onda presentadas en la tabla 5.
Tabla 5. El espectro visible
Rangos del espectro visible (luz blanca) en μ
Rojo Naranja Amarillo Verde Azul
verdoso Azul Violeta
Violeta
oscuro
0,66-0,76 0,61-0,66 0,56-0,61 0,51-0,56 0,46-0,51 0,44-0,46 0,42-0,44 0,38-0,42
Fuente: Schrader (1990).
Todos los tipos de radiación que componen el espectro electromagnético del Sol
viajan a través del espacio a la velocidad de la luz. Además, hay que anotar que
parte de la energía emitida por el Sol llega a la Tierra como radiación infrarroja, lo
que ayuda a mantener la temperatura de la atmósfera terrestre.
Todas las cosas, aun las que se encuentran frías, emiten algo de este tipo de
radiación; por eso las imágenes infrarrojas de los satélites pueden mostrar las
temperaturas de los diferentes tipos de paisaje. Vale la pena mencionar que la luz
y los rayos infrarrojos del Sol pueden pasar a través del vidrio, razón por la cual
las plantas crecen en los invernaderos.
Los rayos ultravioleta están localizados después del color violeta del espectro
visible. Estos rayos son invisibles al ojo humano pero se pueden detectar cuando
inciden sobre algo fluorescente. Este tipo de radiación es bloqueada por el vidrio,
por lo que no es posible broncearse a través de una ventana.
Las señales de radio y televisión usualmente llegan a los hogares como ondas de
radio, otro tipo de radiación electromagnética. A diferencia de la luz, estas ondas
pueden pasar a través de las paredes de las edificaciones.
73
Finalmente, hay que recordar que, en término medio, solo el 43% de la radiación
de onda corta del Sol es realmente absorbida por la superficie del globo; el resto
es absorbido por la atmósfera o reflejado y difundido por la superficie y la
atmósfera.
Leyes sobre la emisión de la radiación solar t1
Ley de Stefan-Boltzman. El flujo de radiación de un cuerpo negro crece
proporcionalmente a la cuarta potencia de la temperatura absoluta del cuerpo. La
energía total emitida por unidad de área por segundo, en un cuerpo negro es:
E = Q T4
Donde:
E = flujo total de energía
Q = constante de Stefan-Boltzman = 8,125 x 10-11 cal/cm2 grad4 min
T = temperatura absoluta de la superficie de un cuerpo negro
Primera ley de desplazamiento de Wien. Determina que hay una relación inversa
entre la longitud de onda en la que se produce el pico de emisión de un cuerpo
negro y su temperatura. La longitud de onda en la cual se da la máxima emisión
de un cuerpo se calcula mediante:
λ m T = 2898 μ.°
Donde:
La constante 2898 se expresa en micrómetros (μ) grado (°)
λ m = longitud de onda a la cual corresponde la máxima emisión del cuerpo negro
T = temperatura absoluta (unidades Kelvin)
74
Segunda ley de desplazamiento de Wien. La emisión máxima de un cuerpo negro
crece proporcionalmente a la quinta potencia de la temperatura absoluta del
cuerpo.
E (λ m T) = C" T5
Donde:
C" = constante igual a 1,301 x 10-4 erg/cm³ seg.grad5
T = temperatura absoluta
Ley de Rayleigh-Jeans. Propuesta para describir el espectro de la radiación
electromagnética de todas las longitudes de onda de un cuerpo negro a una
temperatura dada.
E λ = 2(π) CKT λ4 Donde:
π = 3,1416
C = velocidad de la luz
K = constante de Boltzman
T = temperatura absoluta
λ = longitud de onda
Para poder comprender mejor el sentido físico de estas fórmulas, es importante
conocer alguna teoría acerca de un cuerpo negro. Se describe como cuerpo negro
aquel que irradia para todas las longitudes de onda la máxima intensidad de
radiación posible a una temperatura dada. También puede ser descrito en
términos de absorción, por el hecho de que toda energía de radiación que incide
sobre la superficie del cuerpo negro es absorbida por este.
75
La cantidad de energía radiada por un cuerpo negro depende principalmente de su
temperatura. La máxima cantidad de radiación para una temperatura dada se
denomina “radiación de un cuerpo negro”, por lo que el cuerpo negro se denomina
el radiador eficaz o el radiador perfecto.
Ejemplo: considerando al Sol y a la Tierra como cuerpos negros y utilizando la
primera ley de desplazamiento de Wien, es posible averiguar en qué longitudes de
onda está su máxima emisión.
λ m T = 2898 μ.°
T = Kelvin K = 273,15 + ºC
Tº (Sol) = 273,15 + 6000 ºC = 6273,15 K
λ m = 2898 μ.º
T
λ m (Sol) = 2898 μ.º = 0,46 μ 6273,15º
Tº (Tierra) = 273,15 + 15 ºC = 288,15 K
λ m (Tierra) = 2898 μ.º = 10,05 μ 288,15º
Distribución energética de la radiación solar t1
La cantidad de energía recibida, por unidad de tiempo y superficie, en cada
intervalo de longitud de onda, viene dada por el área de la superficie limitada por
la curva, el eje de abscisas y las coordenadas correspondientes al rango de
longitudes de onda elegido. De acuerdo con el World Radiation Center (WRC),
76
cerca del 47,3% de la radiación solar total es emitida en forma de radiación visible,
el 45,7% aproximadamente corresponde a radiación infrarroja y alrededor del 7%
a la ultravioleta del espectro electromagnético.
En la figura 21 se muestra la distribución energética de la radiación solar medida
al límite de la atmósfera, comparada con la emisión de un cuerpo negro a una
temperatura similar a la del Sol y con la que se observaría al nivel medio del mar
en un día despejado. Se puede ver en el último caso una notoria disminución de
intensidad, debido a los fenómenos de absorción, reflexión y difusión, que tienen
lugar en el seno de la atmósfera terrestre.
Figura 21. Distribución energética de la radiación solar
Nota: tomada al límite de la atmósfera y llevada al nivel medio del mar (se considera su
disminución por procesos de absorción, reflexión y difusión).
Fuente: González (1978).
Medición de la radiación solar t2
77
La radiación solar global se mide generalmente sobre una superficie horizontal
haciendo uso del piranómetro, instrumento de medida del que se deriva el
conocido actinógrafo (figura 22). La mayoría de los piranómetros se basan en la
medida de la diferencia de temperaturas entre dos superficies, una blanca y otra
negra, encerradas en una cámara semiesférica de vidrio.
Figura 22. Actinógrafo Fuess utilizado en Colombia por el Ideam
Fuente: Dirección Aeronáutica de Chile (s. f.).
La radiación difusa se mide también sobre una superficie horizontal con el
piranómetro, que ha de estar provisto esta vez de un disco o una banda
sombreadora para evitar la visión del sol (lo que elimina la componente directa) en
su recorrido diario.
La radiación solar directa es medida con los pirheliómetros, instrumentos que
requieren un dispositivo que le permita seguir el movimiento del Sol durante su
tránsito diurno por el cielo. La duración del brillo solar efectivo sobre la superficie
de la Tierra es medida en horas y décimos de hora con el heliógrafo o
heliofanógrafo (figura 23), instrumento que tiene como elemento sensible una
78
esfera de vidrio que actúa como una lente convergente en cualquier dirección que
reciba los rayos solares.
Figura 23. Heliógrafo (solarímetro Campbell-Stokes)
Fuente: Pontificia Universidad Católica del Perú (s. f.).
Distribución geográfica y estacional de la radiación t2
Las observaciones a lo largo del tiempo indican que la radiación solar no varía
apreciablemente con el tiempo, aunque sí con la latitud y la época del año. La
energía solar que alcanza la tierra se mide por la constante solar, que se puede
definir como: “el flujo de energía radiante que recibe el exterior de la atmósfera en
un espacio de tiempo determinado, sobre la unidad de superficie normal a la
dirección de los rayos solares, cuando la tierra está a la distancia media del sol”
(Rodríguez y González, 1992 [énfasis añadido]). El valor de referencia
radiométrica mundial (constante solar) recomendado por el World Radiation
Center (WRC) es el siguiente:
lo = 1,367 Kv/m² = 1367 W/m²
lo = 4921 KJ (m2 h)
79
lo = 1,968 cal/(cm² min)
lo = 433,3 Btu1/(ft2 min)
En los cálculos que se presentan se considera una desviación estándar de 1,6
W/m2.
La potencia de la radiación solar sobre la superficie de la Tierra se reduce,
alcanzando valores entre 800 y 1200 W/m2 debido a los procesos de absorción,
difusión y reflexión que se dan en la baja atmósfera, y dependiendo del lugar y la
época del año.
Fuera de la revolución alrededor del Sol la Tierra rota en torno a su eje, el cual
permanece inclinado 23,5º con respecto a la perpendicular al plano de la órbita
terrestre. De esta manera, la distribución de la radiación solar sobre la superficie
depende de la exposición de los distintos puntos de la Tierra, lo que depende a su
vez de los movimientos anteriormente mencionados. Así, la intensidad de la
radiación solar es una función de la longitud de la trayectoria de los rayos solares
en el seno de la atmósfera. Esta longitud de los rayos depende de:
La latitud
La época del año
La hora del día
Por eso la radiación solar recibida en diferentes regiones de la Tierra es distinta;
por ejemplo, como se observa en la figura 24, en el solsticio de verano del
hemisferio norte (22 de junio), el polo de este hemisferio recibe más insolación que
el Ecuador.
Figura 24. Trayectoria de la Tierra alrededor del Sol
1 Un Btu (British Termal Units) es el equivalente a 252 calorías.
80
Fuente: elaboración propia.
Reducción de la radiación solar en la atmósfera t2
Se ha establecido que la banda de longitudes de onda comprendida entre 0,15 y
4,0 μ transporta aproximadamente el 99% de la energía radiante del Sol. Por lo
estrecho de la banda de emisión se estableció que la radiación solar es una
radiación de corta longitud de onda, contraria a la radiación de gran longitud de
onda emitida por la Tierra.
La cantidad de radiación solar que llega al límite exterior de la atmósfera es casi
constante, sin embargo la intensidad de la radiación que alcanza la superficie del
globo es menor y fluctúa a consecuencia de la variabilidad de la altura del sol
sobre el horizonte y de la evolución anual de la duración del día y la noche.
Además, una buena parte de la radiación que llega al límite de la atmósfera no
alcanza la superficie del globo, ya que es absorbida, difundida o reflejada por los
gases atmosféricos (nitrógeno, oxígeno, ozono, anhídrido carbónico y vapor de
agua), así como por las partículas líquidas y los cristales de hielo que constituyen
las nubes, e igualmente por diversas partículas de polvo de tamaño variable.
81
Absorción. La mayor parte de la radiación ultravioleta es absorbida por las
moléculas y los átomos de la alta atmósfera. En ciertas oportunidades hay
producción de iones, proceso que se conoce como ionización. En otros casos, la
radiación ultravioleta absorbida puede conducir a la separación de los átomos de
una molécula. Por ejemplo: las moléculas de oxígeno (O2) pueden dividirse en
átomos de oxígeno (O) y las moléculas de ozono (O3) pueden dar moléculas y
átomos de oxígeno.
Las pequeñas cantidades de radiación ultravioleta que llegan a la superficie de la
Tierra pueden dar lugar a quemaduras en la piel cuando, sin precaución, los seres
humanos se exponen a los rayos del sol.
El único gas que absorbe alguna parte de la radiación directa del sol es el vapor
de agua, en las longitudes de onda próximas al infrarrojo. El polvo y las nubes
absorben cantidades variables en función las cantidades del momento. Gases
como el O2, N2, CO2 y O3, dependiendo de su concentración, actúan como
absorbentes selectivos.
Reflexión. Es el segundo proceso que reduce la intensidad de la radiación solar.
Se considera que una gran parte de dicha radiación puede ser reflejada por las
cimas de las nubes y devueltas al espacio. Una parte de la radiación que llega a la
superficie es igualmente reflejada, especialmente en regiones cubiertas por hielo y
nieve.
Difusión. La atmósfera contiene gases y partículas que difunden la radiación en
todas las direcciones. Una parte de esta radiación difundida es devuelta al
espacio, mientras que la otra alcanza la superficie de la Tierra. La difusión de
Rayleigh o difusión molecular es la que interviene en las partículas pequeñas,
tales como las moléculas de aire. Por otra parte la luz azul se difunde más que la
roja; esta es la causa del color azul del cielo.
Las partículas, cuyo diámetro es superior a la longitud de onda de la luz no dan
lugar a la difusión de Rayleigh; es por esto que las partículas de las nubes y las
82
nieblas no producen modificaciones en el color de la luz. Estas partículas,
relativamente grandes, dan lugar a la reflexión difusa, que es lo que da a la niebla
su color blanquecino. La radiación solar es, entonces, difundida en todas las
direcciones por los gases y las partículas contenidas en la atmósfera. Una parte
de esta radiación es devuelta al espacio mientras que la otra es transmitida a la
Tierra. Esta última es llamada radiación difusa.
Radiación solar global t2
También llamada radiación total, es la cantidad de radiación que alcanza la
superficie del globo y se considera igual a la suma de la radiación directa más la
radiación difusa:
Radiación global = radiación directa + radiación difusa
Científicos aseguran que con un cielo despejado la Tierra puede llegar a absorber
cerca del 60% de la radiación procedente del Sol, pero con un cielo cubierto esta
cantidad puede reducirse hasta casi un 25%. En término medio, las nubes cubren
un poco más de la mitad del cielo, por lo que se considera que aproximadamente
el 43% de la radiación de onda corta procedente del sol llega hasta la superficie de
la Tierra.
Suponiendo que llegan al límite exterior de la atmósfera cien unidades de energía
radiante procedente del Sol, como se observa en la figura 25, esta energía se
distribuiría de la siguiente manera:
Reflexión, difusión y retrodifusión …….……...…. 35%
Absorción por el ozono estratosférico…………… 2%
Absorción por el vapor de agua, nubes, polvo…... 20%
Absorción por la superficie terrestre ……………… 43%
83
Figura 25. Distribución de la radiación solar de onda corta
Nota: procesos que disminuyen o atenúan su intensidad sobre la superficie de la Tierra.
Fuente: adaptado de Lowry (1973).
Albedo de una superficie. Es definido como la relación entre la cantidad de
radiación global reflejada por la superficie y la cantidad de radiación incidente. El
84
albedo medio del planeta Tierra es aproximadamente del 35%, es decir 0,35.
Como referencia, en la tabla 6 se anotan los albedos de algunas superficies.
Radiación global reflejada
A = -----------------------------------------
Radiación global incidente
Tabla 6. Albedos de algunas superficies
Albedo para algunas superfícies en el intervalo visible (%)
Suelo descubierto 10-25
Arena del desierto 25-40
Grama 15-25
Floresta-selva 10-20
Nieve (reciente, limpia, seca) 75-95
Nieve (mojada y sucia) 25-75
Superfície del mar con el sol > 25° encima del horizonte <10
Superfície del mar con el sol < 25° encima del horizonte 10-70
Nubes espesas 70-80
Nubes finas-delgadas 25-50
Fuente: adaptado de Lowry (1973).
Radiación terrestre t1
85
La radiación de onda corta emitida por el Sol es absorbida por la superficie de la
Tierra y entregada más tarde por esta en otra forma de energía, denominada
calorífica.
Como se sabe, las longitudes de onda de la radiación emitida por un cuerpo
dependen de su temperatura; el Sol emite radiación de corta longitud de onda,
principalmente en la banda de 0,15 a 4,0 μ radiando, debido a la temperatura
media de la fotosfera (6000 °C), por lo que su máximo de energía está hacia los
0,5 μ en la parte visible del espectro electromagnético.
En lo que respecta a la Tierra, su temperatura media en la superficie se calcula en
15 ºC aproximadamente. La Tierra emite, en consecuencia, radiación en una
longitud de onda mayor o más larga, principalmente en la banda de 4,0 a 80,0 μ.
Se calcula que la Tierra emite su máximo de energía en una longitud de onda
alrededor de 10 μ.
Debido a la extensión de la banda de emisión, la radiación terrestre es conocida
también como radiación de onda larga; este tipo de radiación es invisible y se
percibe solamente en forma de calor, por lo que muchas veces es mencionada
como radiación calorífica.
Las sustancias que no absorben más que pequeñas cantidades de la energía
emitida por el Sol, en forma de radiación de onda corta, pueden ser buenas
emisoras y absorbentes de la radiación de gran longitud de onda de la Tierra.
Individualmente, cada gas atmosférico es un absorbente selectivo de radiación
terrestre, porque absorbe ciertas longitudes de onda dejando pasar todas las
otras. El vapor de agua, por ejemplo, absorbe fuertemente en el rango
comprendido entre 5 y 8 μ; el ozono, que es muy absorbente para el ultravioleta,
no es más que moderadamente absorbente para la banda del infrarrojo (entre 9,5
y 15 μ); el dióxido de carbono absorbe muy bien entre 13,5 y 17 μ con algunas
bandas centradas en 4,3 y 10 μ. La atmósfera vuelve a hacerse relativamente
transparente hasta que alrededor de los 24 μ aparece, nuevamente, una banda de
vapor de agua donde se dan algunos niveles de absorción.
86
El vapor de agua y el anhídrido carbónico, que son apenas unos débiles
absorbentes de radiación de onda corta del Sol, son considerados importantes
absorbentes de la radiación de onda larga emitida por la Tierra. Tanto el HOY,
como el CO2 absorben en la mayoría de las longitudes de onda en que emite el
globo terrestre.
La banda de longitudes de onda comprendida entre 8 y 13 μ es conocida con el
nombre de ventana atmosférica, a razón de que en este rango de longitudes de
onda el vapor de agua y el CO2 no son buenos absorbentes, y la radiación
terrestre pasa directamente de la superficie de la Tierra al espacio, cruzando la
atmósfera. Es común encontrar teorías que relacionan este sector de la banda de
longitudes de onda con la “respiración de la Tierra”.
La absorción de radiación (solar y terrestre) calienta el vapor de agua, el anhídrido
carbónico y las nubes de la atmósfera los cuales, además de difundir, emiten
radiación propia de onda larga. Asimismo, los gases emiten cierto tipo de
radiación, una parte de la cual es devuelta a la superficie terrestre. De esta forma,
la superficie del planeta recibe a su vez energía del Sol y de la atmósfera.
Las nubes son buenas absorbentes y emisoras de la radiación de larga longitud de
la Tierra, es por eso que con el cielo cubierto la radiación de las nubes mantiene la
temperatura nocturna a un nivel superior del que tendría si el cielo estuviera
despejado.
En general, se dice que la atmósfera se comporta como una cubierta invisible
capaz de conservar el calor de la superficie terrestre, absorbiendo energía y
emitiéndola nuevamente hacia el globo.
Otros procesos de intercambio de calor t1
La radiación no es el único proceso mediante el cual se dan los intercambios de
calor en la atmósfera; estos pueden darse también por conducción y convección.
Conducción t2
87
En este proceso el calor pasa del cuerpo más caliente al más frío (figura 26), sin
que haya transferencia de materia. Los choques moleculares que se producen
cuando las moléculas más rápidas y calientes golpean a las más frías y lentas se
traduce en una aceleración de estas últimas incrementando energía y, por
consiguiente, su temperatura.
Figura 26. Proceso de conducción térmica
Fuente: Lowry (2003).
Se debe tener muy en cuenta que los gases son malos conductores de calor, por
tanto, la conducción como medio de intercambio de calor en la atmósfera no es
importante más que en las delgadas capas de aire que están en contacto directo
con la superficie del globo. En general, el espesor de estas capas no pasa de
algunos centímetros y luego de ellos la transferencia de calor por conducción se
hace despreciable.
Convección t2
Es un proceso de transferencia de calor que no se ejerce más que en los fluidos
(líquidos y gases) y es la forma más importante de transferencia calorífica en la
atmósfera. En el proceso de convección las partículas que transportan el calor son
las que se desplazan de un lugar a otro, y la causa directa de su desplazamiento
88
es el desequilibrio de presión debido al calentamiento de una parte del fluido. En
este proceso es el propio cuerpo el que transporta el calor cuando se desplaza
(Lowry, 1973).
Si una parte de la atmósfera se calienta su presión varía; el aire se hace menos
denso y menos pesado, por lo que este se eleva dando paso al aire frío que
vendrá a remplazarlo (figura 27). De esta forma se producen corrientes
convectivas que remueven el aire.
Figura 27. Proceso de convección (transferencia calorífica) en la atmósfera
Fuente: elaboración propia.
En el caso de las regiones tropicales, el aire cálido que se eleva es remplazado
por masas de aire más fresco procedentes de latitudes medias y altas. De igual
89
manera pueden establecerse circulaciones entre regiones continentales y
oceánicas, siempre y cuando existan diferencias de temperatura.
Las corrientes de convección que se desarrollan en la atmósfera pueden transferir
de forma relativamente rápida el calor, desde las superficies cercanas a la
superficie del globo hasta los niveles superiores de la troposfera. Si la masa de
aire que se calienta en superficie contiene vapor de agua suficiente, al ascender
se enfriará hasta encontrar el nivel de condensación donde se formarán nubes que
por lo general son de gran desarrollo vertical.
Transferencia de calor latente t2
Existe un cuarto proceso de transferencia de calor, el cual es considerado de
suma importancia en meteorología. Cuando el agua se evapora requiere de una
cierta cantidad de energía para pasar del estado líquido al de vapor. La energía
consumida en el proceso en forma de calor latente se almacena en las moléculas
de vapor y, más tarde, cuando este se condensa (normalmente al formar nubes en
el ascenso), se cierran los espacios intermoleculares y el calor es liberado
nuevamente.
Equilibrio energético de la superficie terrestre t1
Los datos estadísticos muestran que la temperatura media en las proximidades de
la superficie terrestre permanece casi constante alrededor de 15 ºC. Se dice,
entonces, que la Tierra se encuentra en equilibrio radiativo con lo que la rodea, es
decir, que emite tanta energía como recibe.
Hay razones para creer que no siempre ha sido así. Por ejemplo, el
descubrimiento de fósiles de plantas tropicales en lugares que hoy están cubiertos
por hielo hace suponer que la temperatura de estas regiones hace millones de
años debió ser más elevada. Durante al menos dos largos periodos la cantidad de
90
energía solar recibida por la Tierra fue inferior a lo normal, lo que dio origen a las
eras glaciares.
Cabe preguntarse entonces, ¿es posible que haya disminuido la radiación solar
durante estos periodos? ¿Una nube de polvo interestelar se interpuso entre el Sol
y la Tierra? ¿Varió la inclinación del eje de la Tierra? Estos interrogantes,
planteados por Retallack (1973), hacen parte de los muchos que se ha formulado
el ser humano con respecto a las épocas de glaciación.
Como se observa en la figura 28, en la región comprendida entre los 35 ºN y 35
ºS, la energía absorbida (en Langley o cal/cm2) es mayor que la radiada hacia el
espacio, región que se caracteriza por los excesos de energía; por el contrario, en
las regiones comprendidas entre los 35º y las regiones polares son mayores las
pérdidas por lo que existe un déficit de energía.
Figura 28. Equilibrio radiativo en la atmósfera. Transferencia de flujos radiativos
Fuente: Kork (2005).
91
En conclusión, el equilibrio radiativo permanece casi estacionario en el sistema
Tierra-atmósfera y es propio de todas las latitudes. Además, es preciso anotar que
un descenso de temperatura cercano a los 5 ºC sería suficiente para iniciar una
nueva era glaciar, de ahí la importancia que adquiere el tema del equilibrio
radiativo en la conservación de la forma de vida conocida.
Cuestionario t1
1. ¿Qué entiende por energía potencial y energía cinética?
2. Escriba una breve nota sobre los procesos de fisión y fusión nuclear.
3. Haga una breve descripción sobre la actividad solar.
4. ¿Cuál es la razón por la que el Sol emite en diferentes longitudes de
onda y cómo está conformado el espectro electromagnético?
5. Describa brevemente las longitudes de onda del espectro
electromagnético en las que se sitúan los colores que componen la luz
blanca.
6. Con respecto a la primera ley de Wien, ¿cuál es la relación que existe
entre la temperatura de un cuerpo y la longitud de onda en que emite su
mayor energía?
7. En pocas líneas describa la teoría del cuerpo negro.
8. ¿Qué se entiende por constante solar y por qué esta se determina en el
límite de la atmósfera?
9. Grafique y explique el concepto de balance energético, enfatizando en la
distribución de la radiación solar y los procesos que la disminuyen o
atenúan.
10. ¿A qué hace referencia el equilibrio radiativo de la superficie terrestre?
92
Bibliografía t0
Anderson, S. H., Beiswenger, R. E. y Walton Purdom, P. (1987). Environmental
Science (3a ed.). Merrill Publishing.
Ayllon, T. (2003). Elementos de meteorología y climatología. México D. F.: Trillas.
Caldas, F. J. (1810). Del influjo del clima sobre los seres organizados. Semanario
del Nuevo Reino, p. 106. Recuperado en abril del 2012 de
http://www.bdigital.unal.edu.co/88/1/327_-_9_Capi_9.pdf
Dunn, S. (1997). Controlling the Climate experiment. Earthtimes. Recuperado en
abril del 2012 de http://cambioclimaticoglobal.com/cambio2.html
EUMETSAT Data Centre (2009). Long-term records for essential environmental
and climate monitoring data Version 1. Recuperado en noviembre del 2011 de
http://www.eumetsat.int/Home/index.htm
Físicanet-Planeta tierra (s. f.). Recuperado en julio del 2011 de
http//www.fisicanet.com.ar/astronomia/planeta_tierra/ar21_clima.php
Garnier, B. J. (1992). Compendium of lecture notes in climatology for class III and
IV personnel. Part I, Lecture notes. Part II, Student´s workbook. SFR 34. WMO,
726.
Global Climate Change Information Programme (GCCIP). (1997). Atmospheric
Research and Information Centre (ARIC), Department of Environmental and
Geographical Sciences. Manchester: Manchester Metropolitan University.
González, J. (1978). Energía solar. Proyecto Alhambra. Madrid: Alhambra.
93
Houghton, D. (2002). Introduction to Climate Change: lecture notes for
meteorologists. WMO, 926.
Instituto de Hidrología, Meteorología y Estudios Ambientales de Colombia (Ideam).
(2005, diciembre). Atlas climatológico de Colombia. Bogotá: Imprenta Nacional de
Colombia.
Instituto Nacional de Ecología de México (2008). La ciencia del cambio climático.
Recuperado de http://www.ine.gob.mx/cpcc-ciencia.
Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC). (2007). Cambio climático
2007: Informe de síntesis. Contribución de los Grupos de trabajo I, II y III al Cuarto
informe de evaluación del Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio
Climático. Ginebra: IPCC.
Kork, M. (2005). “Conceptos básicos sobre meteorología de la contaminación del
aire” Centro Panamericano de Ingeniería Sanitaria y Ciencias del Ambiente
(CEPIS). Adaptación del Manual de autoinstrucción SI:409 Basic air pollution
meteorology course, de la a Agencia de Protección Ambiental de los Estados
Unidos (U.S. EPA) (2ª. ed.). Recuperado en junio del 2011 de
httpp://www.bvsde.ops-oms.org/bvsci/E/fulltext/meteoro/meteoro.html.
Larocca, S. (2007). La meteorología al alcance de todos. Recuperado en junio del
2011 de http://www.tutiempo.net/silvia_larocca/
Longley, R. W. (1973). Elements of Meteorology. Nueva York: John Wiley Sons
Inc.
94
López, V. L. (1990). Manual para el manejo y verificación de información
meteorológica. Bogotá: Ideam.
Lowry, W. P. (1973). Compendio de apuntes de climatología para la formación de
personal meteorológico clase IV. OMM No. 327. Ginebra: Secretaría Organización
Meteorológica Mundial.
Lutgens, F. y Tarbuck, E. (1995). The Atmosphere an Introduction to Meteorology.
Toronto: Prentice-Hall.
Munn, R. E. y Rodhe, H. (1987). Compendio de meteorología para uso del
personal meteorológico clase I y II. OMM, II(364) (Química atmosférica y
meteorología de la contaminación del aire).
Ortiz, O. R. (2006). Liga Marítima de Chile. Revista Mar, 192, 81-84.
Pelkowski, J. (2000). La meteorología y su historia. Revista Meteorología
Colombiana, 1, 3-4.
Retallack, B. J. (1973). Compendium of meteorology for use by class I and class II
meteorological personnel. WMO, I(2) (Phisical meteorology).
Retallack, B. J. (1973). Compendio de apuntes para la formación de personal
meteorológico clase IV. OMM, I(266) (Ciencias de la Tierra).
Retallack, B. J. (1991). Compendio de apuntes para la formación de personal
meteorológico clase IV. OMM, I(266) (Meteorología).
Rodríguez, H. y González, F. (1992). Manual de radiación solar en Colombia (vol.
I). Bogotá: Universidad Nacional de Colombia.
95
Sabogal, N. A. (1987). Radiación solar e instrumentos meteorológicos utilizados
para medirla. Bogotá: Instituto Colombiano de Hidrología, Meteorología y
Adecuación de Tierras (Himat).
Sáenz, A. J. (1999). Chronology of dinamic meteorology. Bilbao: Universidad del
País Vasco, Facultad de Ciencias, Departamento de Física de la Materia
Condensada.
Sagradas escrituras (1960). La Biblia versión Reina Valera. Recuperado en junio
del 2011 http://burgaraescrituras.blogspot.com/2009/05/version-reina-valera-
1960.html.
Schrader B. (1990). Practical Fourier Transform Infrared Spectroscopy. Nueva
York: Academic Press.
Seoánes, C. M. (2001). Tratado de climatología aplicada a la ingeniería
medioambiental. Madrid: Mundi Prensa.
Vergara y Vergara, J. M. (1905). Historia de la literatura en la Nueva Granada
desde la conquista hasta la independencia (1538-1820). Del Influjo del clima sobre
los seres organizados. Recuperado en abril del 2012 de
www.banrepcultural.org/blaavirtual/literatura/histolit/cap14-15.doc
World Meteorological Homepag (WMO). (1992). Vocabulario meteorológico
internacional (2ª. ed.). Ginebra: WMO.