Sumario La atmósfera. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4
Andrew P. Ingersoll
La atmósfera caprichosa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
Manuel Puigcerver
Las nubes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24
Jean-Pierre Chalon y Marc Gillet
La aurora dinámica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 32 Syun-Ichi Akasofu
Electrificación en las tormentas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
Earle R. Williams
Resplandores entre la Tierra y el espacio . . . . . . . . . . . 56 Stephen B. Mende, Davis D. Sentman y Eugene M. Wescott
Los monzones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 60 Peter J . Webster
Tornados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
Robert Davies-Jones
Modelización del ciclo geoquímico del carbono . . . . . . 87
Robert A. Berner y Antonio C. Lasaga
Una atmósfera cambiante . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 96 Thomas E. Graedel y Paul J. Crutzen
El monóxido de carbono y la Tierra en llamas. . . . . . 106
Reginald E. Newell, Henry G. Reichle, Jr., y Wolfgang Seiler
Notas Rayos bola. Solución del enigma. . . . . . . . . . . . . . . . . . 40
Antonio F. Rañada
Medición de la electricidad de las gotas de lluvia . . . . 54 Shawn Carlson
Medición del viento con metal caliente . . . . . . . . . . . . 72 Shawn Carlson
La atmósfera y las ondas de radio . . . . . . . . . . . . . . . . 83
Lloverá en algunos sitios . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105 Philip Newton
La atmósfera Andrew P. Ingersoll Su dinamismo redistribuye la energía de la radiación solar recibida por la Tierra. Los modelos de esta actividad ayudan a explicar los climas del pasado y a predecir los del futuro
L
a atmósfera es el fluido que fera; la producción de oxígeno por este la presión de vapor saturante del aire mantiene en funcionamiento la método se contrarresta por su incorpo- a las distintas temperaturas. máquina térmica terrestre. La ración a las rocas sedimentarias que Las cantidades de los restantes mayor parte de la energía radiante están a la intemperie. La mayor parte componentes del aire son tan pequeque llega procedente del Sol se con- del argón atmosférico es el isótopo ñas que sus concentraciones no suelen vierte en energía térmica atmosférica argón 40, producido por la desinte- indicarse en porcentajes, sino en parantes de ser devuelta al espacio en gración radiactiva del potasio 40 en el tes por millón. Predomina el dióxido forma de radiación infrarroja. Los manto y la corteza y lanzado a la de carbono (CO2), que representa hoy vientos la redistribuyen y, al hacerlo, atmósfera por los volcanes. El argón, unas 340 partes por millón de aire la disipan en mayor proporción que uno de los gases nobles, es geoquími- seco. El depósito atmosférico de la acción conjunta de las corrientes camente inerte; una vez alcanza la dióxido de carbono es muy inferior al oceánicas, las mareas, la deriva con- atmósfera, allí permanece. depósito oceánico de iones bicarbonato tinental y la convección del manto La constancia de la composición del (HCO– 3) y carbonato (CO = 3 ) y al terrestre. Las fluctuaciones del sis- aire seco que cubre el globo terrestre localizado en las rocas de piedra caliza, tema atmosférico a corto plazo (el es notable; no así la cantidad de vapor formadas en gran parte por carbonato tiempo) y las del tiempo promedio en de agua que contiene, cuyo volumen cálcico (CaCO3) de los caparazones de plazos más largos (el clima) desem- puede variar entre un cuatro por organismos marinos. Estas rocas peñan un papel importante en la his- ciento y unas cuantas décimas por albergan, por sí solas, unas 20 atmóstoria terrestre. ciento. Si la atmósfera no constituye feras de dióxido de carbono. Así pues, La composición actual de la atmós- el depósito principal de agua del pla- la cantidad de dióxido de carbono confera guarda poca relación con la que neta es porque el vapor se condensa a tenido en el aire, como la de vapor de tenían las nubes de gas y polvo de las las temperaturas habituales. El agua, viene regida por las velocidades que se formó. Los constituyentes del océano contiene unas 300 atmósferas de las reacciones de equilibrio que aire reflejan más bien una compleja de agua (esto es, agua suficiente para relacionan el depósito atmosférico con historia de reacciones entre los elemen- equivaler a 300 veces la masa de todos los superficiales. tos volátiles y el polvo de la primitiva los componentes de la atmósfera), l dióxido de carbono le siguen en nebulosa solar, el magma expulsado mientras que las arcillas y otros minedel manto terrestre, las rocas de la rales hidratados albergan una canabundancia el neón (18 partes corteza, los océanos y la biosfera. tidad algo inferior. La cantidad de por millón ) y el helio (cinco partes por Los tres componentes más impor- vapor de agua contenida en una masa millón). La mayor parte del helio se tantes del aire seco son el nitrógeno dada de aire viene determinada, pues, produce por la desintegración de ele(N2), el oxígeno (O2) y el argón (Ar), que por la historia de su contacto con los mentos radiactivos en la parte sólida dan cuenta del 79, del 20 y del 1 por depósitos de agua superficiales y por de la Tierra. El neón, en cambio, es ciento de las moléculas, respectivamente. El nitrógeno es geoquímicamente inerte a todos los efectos prác- 1. NUBE DE POLVO ARROJADA A LA ESTRATOSFERA por la erupción del volcán ticos, por lo que se ha ido acumulando El Chichón (México), el 4 de abril de 1982, cartografiada por el Solar Mesosphere en la atmósfera. El oxígeno, por el con- Explorer , satélite de órbita polar. La sucesión de imágenes generadas por ordenador trario, experimenta ciclos químicos no de la página opuesta ofrece la extensión de la nube a intervalos de aproximadamensólo en ella, sino también en el océano, te un mes, comenzando el 2 de abril, tras la erupción. El color de las imágenes corresponde a la cantidad de emisión infrarroja por parte de la nube, variando de la biosfera y las rocas sedimentarias. azul a verde, a rojo y a amarillo según la radiancia creciente. La nube alcanzó su La cantidad de oxígeno que hay en la máxima densidad en junio (tercera imagen). Después se extendió lentamente hacia atmósfera viene determinada por la el sur y comenzó a dispersarse. Al parecer, el tipo de circulación estratosférica velocidad de las reacciones que ligan impidió que el polvo trascendiese el paralelo 30 grados de latitud norte. Las parel depósito atmosférico de oxígeno libre tículas de polvo son muy reflectoras y reducen la cantidad de radiación solar que con el depósito reductor de carbono que llega a la superficie terrestre. El efecto neto de la nube será disminuir la temperaexiste en las rocas sedimentarias. La tura media global (hasta en un grado Celsius). Las reducciones de temperatura asociadas a erupciones volcánicas parecen guardar una estrecha relación con el pequeña fracción de materia orgánica contenido de azufre de las emisiones volcánicas. Los datos del satélite Nimbus 7 sepultada en los sedimentos antes de indican que El Chichón inyectó cantidades desusadamente grandes de dióxido de que pueda degradarse corresponde a azufre en la estratosfera. Se espera que la erupción produzca un descenso de la una adición neta de oxígeno a la atmós- temperatura relativamente brusco.
A
4
TEMAS 12
reacciones que lo producen y las que lo destruyen. Los átomos de oxígeno resultantes de la fotodisociación de oxígeno molecular (O2) causada por la radiación ultravioleta reaccionan con él y forman ozono. Son varia s las reacciones que lo destruyen. Aquellas en las que se consume “oxígeno impar” (tanto O como O3) y se crea oxígeno molecular conducen a un decrecimiento neto de la concentración de ozono. El ozono es el único gas atmosférico que absorbe las radiaciones ultravioletas cercanas (a longitudes de onda de 0,2 a 0,3 micrometros) y desempeña por tanto un papel decisivo de protección de la superficie terrestre frente a sus efectos destructores.
L
2. BALANCE GLOBAL DE ENERGIA de la Tierra y la atmósfera, que determina la temperatura media global y la temperatura efectiva de radiación del planeta, es decir, la temperatura que un observador instalado en el espacio le atribuiría. En promedio, la superficie terrestre cede a la at mósfera una cantidad de energía igual a la que absorbe; el valor de la temperatura media global en superficie, cifrado en 13 grados Celsius, es el necesario para mantener la Tierra y la atmósfera en equili brio térmico. En promedio, la Tierra entera emite al espacio una cantidad de energía radiante igual a la cantidad de energía radiante absorbida por la atmósfera y la superficie terrestre; el valor de la temperatura efect iva de la Tierra, que es de unos –18 grados Celsius, es el necesario para mantenerla en equilibrio térmico con el espacio. La temperatura superficial es mayor que la temperatura efectiva; en buena parte ello se debe a que la radiación incidente se absorbe a alturas menores que aquellas otras desde donde se emite la radiación al espacio: la atmósfera deja pasar bastante bien la radiación de longitudes de onda visibles, en donde está el máximo del espectro de emisión solar, pero se muestra un tanto opaca a las radiaciones infrarrojas, en las que se concentra la emisión radiante de la Tierra. (Esta emite unas 114 unidades de radiación infrarroja; se conoce por emisión infrarroja neta la diferencia que existe entre este valor y las 93 unidades absorbidas por la atmósfera y vueltas a emitir hacia la superficie terrestre.)
primitivo. Las cantidades atmosféricas de neón y de otros gases raros (criptón, xenón y los isótopos de argón no radiogénicos) coincidirán, probablemente, con los volúmenes que de ellos se incorporaron a la Tierra en el momento de su formación. Una vez situados en la atmósfera, allí han permanecido, al ser geoquímicamente
6
inertes y no condensarse a las temperaturas terrestres. El gas restante, con una abundancia superior a dos partes por millón, es el ozono (O3). Su cantidad varía con la altura, alcanzando un máximo de 12 partes por millón a 30 kilómetros. Su concentración atmosférica está determinada por el saldo entre las
a composición de la atmósfera y la distancia entre la Tierra y el Sol determinan el balance energético terrestre, que, a su vez, determina desde la temperatura superficial hasta la configuración de la circulación atmosférica. Es esta circulación la que redistribuye la energía solar sobre la superficie terrestre. La irradiancia solar (la cantidad de energía transportada por el haz de luz solar que atraviesa perpendicularmente una unidad de superficie en una unidad de tiempo) en el borde exterior de la atmósfera terrestre, cuando la Tierra está a la distancia media del Sol en su órbita, es de 1367 watt por metro cuadrado. Se sospechó durante mucho tiempo que esta “constante solar”, según se acostumbra llamarla, era en realidad variable, como terminó comprobándose al poder medirla. Instrumentos sensibles transportados en los vehículos espaciales Nimbu s 7 y Solar Maximum Mission (“Misión del máximo solar”) demostraron que un grupo grande de manchas solares produce un descenso de 0,1 por ciento en la radiación solar recibida. Bien podría suceder que las medidas tomadas durante largos períodos de tiempo revelaran variaciones superiores a ésta. Se estima que una variación de un uno por ciento de la constante solar que se mantu viera durante unos diez años elevaría la temperatura media en la superficie terrestre en uno o dos grados Celsius. La Tierra no absorbe toda la radiación que le llega, pues la atmósfera y la superficie terrestre devuelven al espacio como un treinta por ciento de ella. Los principales reflectores son las nubes, el polvo atmosférico, las moléculas de los gases atmosféricos, la nieve y la tierra pelada. El porcentaje reflejado (llamado albedo del pla-
TEMAS 12
neta) podría variar substancialmente si cambiase el clima, si las erupciones volcánicas inyectasen más polvo en la atmósfera o si se deforestase más terreno. Su disminución conduciría a un calentamiento neto de la Tierra, puesto que la radiación solar que no se refleja se absorbe. Lo contrario sucedería si aumentase. La Tierra se desprende de la radiación solar absorbida emitiendo radiación infrarroja o térmica. Dados la constante solar y el albedo actuales, la irradiancia media sobre todo el globo debe ser de unos 240 watt por metro cuadrado, si se mantiene en equilibrio térmico. La temperatura
del nivel radiante medio se estima, de un modo aproximado, a partir de la ley de Stefan-Boltzmann, que establece que la radiancia emitida por un cuerpo negro (radiador ideal) es proporcional a la cuarta potencia de su temperatura en grados Kelvin. Ese número (240 watt por metro cuadrado) es la potencia radiante por unidad de superficie emitida por un cuerpo negro a 255 grados Kelvin (–18 grados Celsius). Tal es la temperatura media de la atmósfera a una altura de cinco kilómetros. Un cuerpo negro calentado a 255 grados Kelvin emite radiación en un amplio dominio de longitudes de onda,
3. GRADIENTES DE TEMPERATURA entre el ecuador y los polos y entre los continentes y los océanos, que impulsan los movimientos de la atmósfera en gran escala. Los mapas de la temperatura media superficial en enero (arriba) y mayo (aba jo) de 1979 ilustran los gradientes, junto con sus cambios según la estación. Por ejemplo, la formación de regiones calientes en el norte de la India en mayo anuncia los vientos del suroeste que soplan desde el mar Arábigo, más fresco, a través de una gran parte de la península indostánica en la estación del monzón, de junio a octubre. El aumento de la temperatura de la superficie del mar entre el invierno y el verano es mucho menor que el de la superficie continental; fenómeno que obedece, en buena parte, a que las olas distribuyen el calor a mayores
LA ATMÓSFERA
con un máximo achatado a los 12 micrometros (en la región infrarroja del espectro). La superficie terrestre y la atmósfera se comportan cual si fueran cuerpos negros e irradian en esta banda. La mayoría de la radiación es absorbida por el vapor de agua, por las nubes, el dióxido de carbono, el polvo y el ozono, principalmente. Los componentes atmosféricos que absorben radiación infrarroja la reemiten en todas direcciones. Una parte vuelve a absorberla la superficie, sumándose a la energía térmica que ya posee, mientras que otra es reabsorbida por la atmósfera y el resto escapa al espacio.
profundidades en el mar. Estas imágenes se generaron a partir de datos recogidos por las unidades de sondeo infrarrojas y de microondas transportadas por los satélites meteorológicos de la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica. La temperatura superficial se dedujo con los datos del canal de microondas, mediante un método analítico que compara los datos de la sonda de microondas con los de la sonda de infrarrojo al objeto de distinguir entre las contribuciones a las radiancias medidas debidas a las nubes, la atmósfera y la superficie. El método lo elaboró Mustafá T. Chahine, con la idea de analizar datos atmosféricos obtenidos por misiones espaciales a otros planetas. Milton Halem y Joel Susskind lo aplicaron luego a datos de satélites situados en la atmósfera terrestre.
7
Si aumenta la cantidad de un elemento que absorba radiaciones infrarrojas, como el dióxido de carbono, la superficie de la Tierra será más absorbente y aumentará su temperatura. La energía térmica almacenada aumentará también, puesto que disminuirá la proporción disipada al espacio, de modo que estos elementos contribuyen a su calentamiento. El papel que cumple la atmósfera en este proceso se ha venido llamando efecto de invernadero, aunque tal designación induzca a engaño. Los cristales del invernadero permiten el paso de la radiación solar e impiden que escape
la infrarroja, pero la mayor parte del calentamiento se debe a que el techo de vidrio impide que el calor se disipe por convección.
L
a temperatura media global de la atmósfera en la superficie terrestre (cifrada hoy en torno a los 13 grados Celsius) es la necesaria para mantenerlas a ambas en equilibrio térmico. La superficie, calentada por la radiación solar y por la radiación infrarroja reemitida por la atmósfera, cede en promedio una cantidad equivalente de energía a la atmósfera por evaporación, por conducción, por convección y
4. MAPA DE NUBOSIDAD MEDIA en enero de 1979 ( arriba), generado por el grupo de construcción de imágenes del Laboratorio de Propulsión a Chorro a partir de datos recogidos por satélites meteorológicos. Nos proporciona una muestra de las configuraciones características de la circulación atmosférica y de las zonas climáticas que crean. En este sentido, el cinturón de nubes cerca del ecuador lo crea la convergencia de corrientes ascendentes de dos grandes células de circulación meridiana (en sentido norte-sur) llamadas células de Hadley. El aire caliente que asciende en esta zona, llamada Zona de Convergencia Intertropical (ITCZ), se enfría a medida que asciende. Como muestra el mapa de temperatura media en la cima de las nubes de enero de 1979 (abajo), las cimas de las nubes sobre la ITCZ están altas y, por consiguiente, frías. Los bosques lluvio-
8
por emisión infrarroja. Los desequilibrios locales existentes entre las cantidades de energía absorbida y liberada por la superficie ayudan a crear gradientes verticales y horizontales de temperatura en la atmósfera. La Tierra absorbe más radiación solar en las latitudes bajas que en las altas. Más de la mitad es absorbida por la superficie terrestre, mientras que el resto lo es por la atmósfera. Por tanto, a bajas latitudes y alturas, la atmósfera recibe más energía de la superficie terrestre y del Sol que la que se encuentra a grandes alturas y en latitudes altas, aparte de que des-
sos tropicales y las regiones oceánicas de precipitación abundante se sitúan en esta zona. Las bandas relativamente libres de nubes por encima y por debajo de la ITCZ son regiones sobre las que desciende el aire todavía caliente, pero ya seco, de las células de Hadley. Los grandes desiertos del globo se encuentran aquí. El tipo de circulación a gran escala de las latitudes más altas está regido por el crecimiento de ondas en la sinuosa corriente en chorro a gran altura, más visible, por tanto, que la configuración a bajas latitudes. La configuración ondulada del flujo zonal en latitudes medias queda insinuada en los mapas por ciertos rasgos: uno de ellos, la desviación de los cinturones nubosos (trayectorias de depresiones) hacia el sur a lo largo de la costa occidental de Norteamérica y hacia el norte a lo largo de la costa oriental.
TEMAS 12
pide más energía hacia el espacio con- aprisionadas en las vaguadas y lomas darnos una idea de por qué resulta forme aumenta la altura. En virtud de son transportadas hacia el este por el difícil alargar el período de predicción tales desequilibrios, las temperaturas movimiento de las ondas en altura. útil. Este tipo de fenómenos, como de la atmósfera suelen decrecer desde Las ondas contribuyen así a determi- pudieran ser los vórtices turbulentos el ecuador hacia los polos y desde las nar el movimiento de las zonas de o las tormentas de carácter convecti vo, zonas bajas a las altas. Los gradientes altas y bajas presiones superficiales ponen en juego energías relati vamente de temperatura impulsan la circula- que rigen el tiempo de las regiones grandes, según revelaron Herbert ción atmosférica. Los vientos suelen situadas en las latitudes medias. Riehl y Joanne Starr Malkus en los transportar el calor gradiente abajo, años cincuenta. Por ejemplo, la mayor desde regiones bastante cálidas hacia ace como medio siglo que co- parte del movimiento vertical en los otras más frías. menzó a expresarse formalmente trópicos se produce en el seno de torLos gradientes de temperatura mediante ecuaciones matemáticas la mentas aisladas que cubren el 0,1 por varían con la latitud, al igual que las dinámica de los movimientos atmosfé- ciento de la superficie total. El calor configuraciones de la circulación ricos en gran escala (tal como los latente de vaporización liberado atmosférica en gran escala. Hasta 35 entendemos ahora). Entre sus pione- cuando el agua se condensa en las grados a uno y otro lado del ecuador, ros se encontraban Carl-Gustav nubes tormentosas constituye una los vientos en gran escala son Rossby, meteorólogo sueco en cuyo fuente notable de energía atmosférica. meridianos (de norte a sur en el hemis- honor las ondas largas de la corriente Las nubes reflejan además la radiaferio norte). Dos grandes células circu- en chorro se conocen hoy por ondas de ción solar y absorben la infrarroja, con lares conectan el aire caliente y húmedo Rossby, y Jule G. Charney, quien lo que alteran todavía más la distrique asciende sobre el ecuador con el durante muchos años trabajó en el bución de energía que indirectamente aire templado y seco que desciende a Instituto de Tecnología de Massa- rige el tiempo. Tomados en su conlatitudes más altas. El aire cálido que chusetts (MIT). Rossby y Charney junto, esos fenómenos locales tienen se eleva en lo que se conoce como Zona abrieron el camino hacia el desarrollo un efecto importante sobre las caracde Convergencia Inter tropical (ITCZ), de modelos tratables por ordenador de terísticas globales del tiempo, aunque una banda de diez grados de anchura la circulación atmosférica en gran tomados individualmente caigan por a uno y otro lado del ecuador, se enfría escala, deduciendo ecuaciones que fil- debajo del nivel de resolución de los al ascender, lo que da lugar a intensas traban el efecto de los movimientos en modelos teóricos de predicción del precipitaciones. La ITCZ coincide con pequeña escala. Los primitivos mode- tiempo. los bosques tropicales lluviosos y con los atmosféricos estuvieron aquejados No se trata de que estos modelos regiones de grandes precipitaciones de un rapidísimo aumento de los erro- desprecien los fenómenos a escala sobre el océano. El aire seco se dirige res, en parte porque no se había reali- reducida, sino que los abordan de forma hacia el polo a grandes alturas y des- zado tal discriminación. Los actuales inadecuada. Las ecuaciones que se ciende sobre las zonas subtropicales o modelos atmosféricos, tratados por aplican al seguimiento de los grandes regiones comprendidas entre los 10 y ordenadores muy veloces, proporcio- movimientos atmosféricos son deterlos 35 grados de latitud en cada hemis- nan la base de las predicciones diarias ministas: los valores instantáneos de ferio. Cuando llega por fin a la super- del tiempo, tanto regionales como loca- las variables en los nudos de la red ficie, está todavía seco: los grandes les. El período útil de predicción está determinan los que adoptarán en el desiertos del mundo se encuentran en comprendido entre algunos días y una siguiente paso de cálculo. Pero los proesas zonas. semana, límite que está resultando cesos a escala reducida se tratan Desde los 35 grados de latitud hacia difícil de superar. mediante subrutinas estadísticas de el polo predomina una circulación de Para preparar una predicción se los modelos, que especifican el efecto tipo zonal sobre la meridiana. El movi- empieza por resumir los valores de neto más probable de todos ellos en el miento del aire está gobernado por la diferentes variables atmosféricas, interior de un cubo según los valores corriente en chorro, ondulada y como la velocidad del viento y la pre- que tengan en sus vértices. Algunas situada a gran altura, que corre en sión, medidas en múltiples puntos veces los sucesos más probables no se términos generales hacia el este en dispersos, interpolándolos en los producen y estos errores estadísticos ambos hemisferios a velocidades de nudos de una red tridimensional ima- aceleran la divergencia entre el curso hasta 45 metros por segundo (160 kiló- ginaria que envuelve el globo terrá- del modelo y el de la atmósfera. metros por hora). Sobre la corriente queo. Se usa entonces el modelo mategeneral de oeste a este se superponen mático, que se basa en principios o es verosímil que este problema las ondas largas, u ondulaciones, que físicos sencillos (segunda ley del movidesaparezca cuando se afine el comienzan siendo pequeñas per- miento de Newton y ecuación de los nivel de resolución de los modelos turbaciones, amplificándose con el gases ideales), para determinar las atmosféricos. La resolución del tiempo. Las vaguadas o surcos de variaciones que experimentarán las modelo, que está determinada esenestas ondas son los lugares donde la condiciones de cada nudo de la red al cialmente por el tamaño de los cubos corriente en chorro está más próxima cabo de un corto intervalo de tiempo, de la red, queda limitada, en última al ecuador; las lomas, donde está más unos 10 minutos por ejemplo, durante instancia, por el número de operaciopróxima a los polos. A medida que las el cual se puede suponer constante la nes aritméticas necesarias para seguir ondas crecen, masas de aire fresco tasa de variación de las variables. Se la evolución de las variables de cada progresan hacia el ecuador detrás de sustituyen entonces los valores origi- nudo. El seguimiento de la evolución las vaguadas (al oeste), mientras que nales por los nuevos y se repite el de siete variables atmosféricas (temmasas de aire caliente se mueven proceso hasta completar el período peratura, presión, vapor de agua, hacia los polos delante de dichas abarcado por la predicción. cobertura nubosa y velocidad del vaguadas (es decir, al este), particiUno de los más importantes proble- viento a lo largo de tres ejes) en una pando así en el transporte de aire mas que se les plantean a los predic- malla constituida por cubos de 200 caliente hacia los polos y de aire frío tores, el relativo a los fenómenos kilómetros de arista y diez capas hacia el ecuador. Las masas de aire atmosféricos a escala reducida, puede superpuestas representa, en realidad,
H
N
LA ATMÓSFERA
9
seguir la pista a un millón de variables. Sus interacciones con las variables próximas condicionan la forma en que cada variable cambia con el tiempo. Se necesitan unas quinientas operaciones aritméticas para calcular las interacciones que afectan a cada variable; lo que significa que, para cada paso de cálculo de diez minutos, hay que realizar un total de unos 500 millones de operaciones. Si se multiplicara por diez la resolución de la red tridimensional, el número de variables se multiplicaría por mil y el número de pasos de cálculo por hora habría de experimentar un aumento comparable. El número de operaciones aritméticas, por tanto, se multiplicaría por 10.000 y, aun así, tal
modelo seguiría sin tener en cuenta los fenómenos atmosféricos de tamaño inferior a 20 kilómetros. Este problema y otros parecidos que limitan el período útil de los pronósticos se abordan a través de grandes programas de investigación. Los experimentos que lleva a cabo el Programa Global de Investigación Atmosférica ( Global Atmospheric Research Program, GARP), auspiciado por la Organización Meteorológica Mundial y el Consejo Internacional de Uniones Científicas a principios del decenio de 1960, tienen por objetivo prioritario aportar datos sobre los fenómenos atmosféricos que permitan elaborar mejores modelos de predicción. El Experimento Meteorológico Global
del GARP , realizado en 1979, constó, por ejemplo, de dos períodos de dos semanas cada uno, durante los cuales se realizaron observaciones intensi vas y se midieron las variables atmosféricas mediante globos, satélites, aviones, buques y boyas. También se midieron ciertas variables relativas al mar, a la tierra, al hielo, a los suelos cultivables y a la vegetación, que podían influir en el tiempo. Se trataba de averiguar hasta qué punto los pronósticos relativos a una parte del globo, como pudiera ser Norteamérica, se veían afectados por las condiciones iniciales imperantes en otras, verbigracia las del Pacífico sur, generalmente mal conocidas. Se pretendía determinar también si la utilización de nuevos datos para la predicción, como pudiera ser la cantidad de agua contenida en el suelo, mejorarían su exactitud. Un tercer objetivo era suministrar datos más detallados sobre los molestos fenómenos a escala reducida.
E
5. CON EL MODELO GLOBAL ATMOSFERICO desarrollado por el Centro Europeo de Predicción del Tiempo a Plazo Medio, organización financiada por diecisiete países europeos, se produjeron los datos que sirvieron para crear esta imagen de la cobertura nubosa global predicha. Las mediciones de variables atmosféricas tales como temperatura, presión, velocidad del vient o y cantidad de vapor de agua, realizadas en muchos puntos dispersos alrededor del globo, se resumen a través de los valores medios que existirían en las intersecciones o nudos de una red tridimensional que lo envolviera. El modelo calcula las condiciones futuras a partir de las iniciales mediante ecuaciones que en el fondo se basan en principios físicos sencillos: segunda ley de Newton, ecuaciones termodinámicas y ecuación de los gases ideales. La resolución de la imagen sugiere el límite de resolución de los modelos de predicción global impuesto por el enorme número de cálculos necesario para seguir la evolución de las variables en los nudos de la red. El propio ordenador Cray-1 del centro de predicción debe realizar 500.000 millones de operaciones arit méticas para pronosticar el comportamiento de la atmósfera diez días después.
10
ntre los programas de investigación estadounidenses dirigidos a mejorar los modelos globales de predicción cabe citar los del Centro Nacional de investigación Atmosférica de Boulder, Colorado, los del Centro de Vuelos Espaciales Goddard, de la Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio (NASA), y los del Laboratorio de Dinámica de Fluidos Geofísicos de la Universidad de Princeton. Uno de los problemas que abordan los investigadores de esas instituciones es el de determinar cuál de las muchas posibles fuentes de error es la verdadera responsable de los pronósticos equivocados. ¿Acaso es la inexactitud de las observaciones iniciales, las limitaciones de los modelos o la imprevisibilidad de la propia atmósfera lo que establece el límite superior del período de predicción útil? No hay respuesta sencilla a tal cuestión. Pero una prueba aplicada por Edward N. Lorenz, del Instituto de Tecnología de Massachusetts, quien fue uno de los primeros en hacer estimas de esta clase, indica lo que puede hacerse para identificar las fuentes de los errores. Si se llevan a cabo los cálculos a partir de dos con juntos de condicio nes iniciale s del tiempo que difieran entre sí en una cantidad inferior a la incertidumbre estimada de las observaciones, la velocidad a la que diverjan las condiciones calculadas ofrece una medida de la inexactitud de las predicciones debida, principalmente, al error de observación. Los actuales modelos atmosféricos duplican en un plazo de dos o tres días
TEMAS 12
las pequeñas diferencias en las condiciones iniciales. Admitiendo que los errores de observación estén distribuidos uniformemente sobre la Tierra y que la evolución de los modelos sea idéntica a la del tiempo, dicha velocidad de duplicación señala la posibilidad de predicciones para un plazo de una o dos semanas (esto es, varias veces el tiempo de duplicació n), al menos en teoría. ¿Cómo mejorar los modelos de predicción? Ante la complejidad del sistema que el modelo trata de simular, quizá no sea lo mejor empecinarse en cálculos más exhaustivos, sino insistir en aquellos que distingan con más precisión entre los fenómenos que tengan importancia real en la evolución del tiempo y los irrelevantes; ello equi vale a elaborar un método mejorado de identificación de configuraciones. Entre las configuraciones que persisten bastantes días, llamadas fenómenos de bloqueo, podrían incluirse las ondas en la corriente de chorro, las trayectorias que habitualmente siguen las depresiones y las zonas de sequía persistente.
L
as condiciones reinantes en las capas altas de los océanos vienen en auxilio también de la predicción a largo plazo. Las anomalías en las temperaturas de la superficie del mar y en la pendiente de ésta causada por los vientos dominantes pueden persistir durante meses o años. Las anomalías de la temperatura superficial podrían emplearse para calibrar la cantidad de energía que se suministrará a la atmósfera en forma de calor latente de vaporización. De una forma más general, tales anomalías puede que inicien cadenas de sucesos que se desarrollen según un patrón previsible; valgan de ejemplo los bruscos cambios en las corrientes oceánicas y las concomitantes variaciones del tiempo que se producen cerca de la costa del Perú, los famosos episodios de “El Niño”. Aunque el estado del tiempo varíe mucho, las grandes desviaciones con respecto a los valores normales de temperatura y precipitación suelen verse seguidas por un retorno a ellos. En otras palabras, el tiempo medio a largo plazo, el llamado “clima”, parece relativamente invariable. Los datos geológicos indican, no obstante, que el clima de la Tierra ha cambiado radicalmente a escalas de miles y de millones de años. Tal vez el ejemplo más espectacular de tales cambios sea el de los recientes períodos glaciales. Extensas regiones de la Tierra parecen haber estado libres de hielos durante la mayor parte
LA ATMÓSFERA
6. PREDICCION DE ALTA RESOLUCION, para un día, de la cobertura nubosa producida por una versión para un área limitada del modelo atmosférico del Centro Europeo de Predicción del Tiempo a Plazo Medio (arriba), comparada con una imagen de la cobertura nubosa hecha por el satélite Meteosat al día siguiente (aba jo). La red usada para las predicciones de área limitada está constituida por cubos de 50 kilómetros cuadrados (menos de 0,5 grados de latitud o longitud) y se extiende a 15 niveles. El sistema que se acerca a Europa desde el Atlántico es un frente frío; avanza obligando a elevarse al aire cálido.
11
de su historia. Sin embargo, desde masas continentales del hemisferio hace algunos millones de años, e mpe- norte. (Los glaciares del hemisferio sur zaron a experimentarse glaciaciones crecieron al mismo tiempo, pero reprecíclicas. Durante períodos de entre sentan una fracción mucho menor del 20.000 y 100.000 años comenzaron a volumen total, porque no hay grandes formarse capas de hielo sobre las extensiones de tierra entre las latitu-
7. TEORIA DE MILANKOVITCH sobre los ciclos climáticos de los períodos glaciales recientes. Sostiene que el mecanismo impulsor es la variación de la cantidad de insolación (radiación solar incidente) en el período estival del hemisferio norte, causada por la variación de tres parámetros de la órbita terrestre alrededor del Sol. Los dos parámetros que determinan el período de las fluctuaciones en la insolación del hemisferio norte son la inclinación del eje, o ángulo entre el eje y el plano de la eclíptica (que determina la cuantía en que el polo norte apunta hacia el Sol en el verano del hemisferio norte), y la dirección del eje terrestre (que determin a si el perihelio, época del año en que la Tierra se halla más próxima al Sol, tiene lugar en el verano del hemisferio norte o en el verano del hemisferio sur). La cantidad de energía incident e (a) fluctúa con esos parámetros, que tienen períodos de 40.000 y 20.000 años. La relación del isótopo pesado del oxígeno, el oxígeno 18, a su isótopo más ligero, oxígeno 16, en los sedimentos oceánicos suministra una medida del volumen global de los hielos. Conforme el aire saturado avanza hacia el polo, las molécul as de agua que incorporan el isótopo más pesado se eliminan, preferentemente por precipitación; la nieve que cae a altas latitudes tiene, pues, más oxígeno 16. Los océanos aumentan su contenido de oxígeno 18 en los períodos fríos, cuando la nieve se acumula sobre los continentes. La relación de isótopos en dos muestras representativas de las profundidades oceánicas, una del océano Indico meridional (c) y la otra del Pacífico (d), medidas por John Imbrie y su hijo John Z. Imbrie fluctúa efectivamente con períodos de 40.000 y 20.000 años, pero quedaría mejor descrita por una curva en diente de sierra con un período de 100.000 años aproximadamente. Un modelo climático elaborado por los Imbrie (b), que incorpora un intervalo largo de acumulación del hielo en respuesta a la disminución de la insolación y otro mucho más corto para que se funda por el aumento de la insolación, sugiere cómo podrían traducirse las variaciones de la radiación solar incidente en otras de la cantidad total del hielo.
12
des 40 y 70 grados sur sobre las que puedan formarse glaciares.) El hielo alcanzó espesores de tres kilómetros en el hemisferio norte; su peso hizo que la corteza subyacente se hundiera unos quinientos metros. Cuando el hielo adquirió suficiente espesor, la presión de su peso le obligó a fluir hacia fuera y hacia el sur, hasta cubrir vastas extensiones de Norteamérica y de Eurasia. El aprisionamiento del agua en el hielo provocó un descenso del nivel de los océanos de cien metros o más. La temperatura media de la Tierra en el máximo de uno de tales períodos era de dos o tres grados Celsius por debajo de la normal. De repente, el hielo se retrajo bruscamente. Aunque ignoramos cuánto durase la fase de retirada, la geología habla de unos cuantos miles de años, no más. ¿Cuál fue la causa de este cataclismo climático? La respuesta parece estribar en la reacción de la atmósfera ante mecanismos impulsores externos, como variaciones en la cantidad y la distribución de la radiación solar. Las variaciones externas son, por sí mismas, demasiado pequeñas para dar cuenta de grandes cambios en el clima; importa más, seguramente, el modo como esas variaciones resultan incrementadas o amortiguadas por la atmósfera, el océano y el hielo. Entre los primeros que intentaron valorar los efectos que podrían aumentar o disminuir la sensibilidad del clima a los factores externos recordemos a Mikhail I. Budyko y a William D. Sellers. En el decenio de 1960 publicaron, cada uno por su cuenta, modelos climáticos que recogían los efectos de realimentación que regían los cambios climáticos desencadenados por variaciones de la constante solar. Por ejemplo, si las temperaturas polares bajasen, produciríase una acumulación de nieve y de hielo en latitudes medias y altas. El albedo de la nieve es mayor que el de la tierra o el del agua, de modo que a esas latitudes se absorbería menos radiación solar, produciéndose así una ulterior reducción de la temperatura.
L
a formulación de modelos de variabilidad del clima sigue siendo problemática. Por un lado, es difícil valorar la importancia relativa de las realimentaciones positivas y negati vas. Así, por ejemplo, la realimentación hielo-albedo y otros factores que acentúan la disminución de temperatura a altas latitudes podrían compensarse con circulaciones atmosféricas y oceánicas impulsadas por el mayor gradiente de temperatura entre el
TEMAS 12
ecuador y el polo. Los modelos climá- o del hemisferio sur. La e xcentricidad las radicales pérdidas registradas por ticos han de remontar muchos de los de la órbita afecta a la cantidad de los isótopos con períodos de 100.000 interrogantes que se planteaban los radiación solar recibida en el perihe- años. Para obtener una respuesta modelos de predicción del tiempo, difi- lio, estableciendo así la amplitud del más realista, Pollard introdujo un cultades que acentúa la penuria de ciclo de influjo de 20.000 años. La mecanismo de pérdida rápida en el datos sobre las condiciones reinantes excentricidad de la órbita apenas si modelo: el desprendimiento de témen las épocas glaciales. También tie- influye en la insolación estival; hay, panos que quedan libres en el océano nen que tomar en consideración la pues, escaso influjo sobre el clima con provoca que la capa de hielo se torne interacción entre la atmósfera y el período de 100.000 años. inestable cuando alcanza cierto océano y las capas de hielo, interaccioLa prueba más clara que corrobora tamaño crítico. nes que pueden omitirse, con relativa la acción orbital sobre los ciclos glaLa corteza terrestre no responde impunidad, en los modelos de predic- ciales la hallamos en la relación de los inmediatamente al peso de los glaciación del tiempo a plazo corto. Por si dos isótopos del oxígeno, el oxígeno 18 res, pero durante las largas épocas de fuera poco, queda mucho por conocer y el oxígeno 16, en los sedimentos oceá- glaciación el peso del hielo la hundió sobre la dinámica de las profundida- nicos. A medida que una masa de aire hasta situarla por debajo del nivel del des oceánicas y de las cortezas de hielo se mueve alejándose del ecuador las mar, aunque los hielos siguieran continentales. moléculas de agua que incorporan oxí- sobresaliendo mucho. En estas condiPese a esas limitaciones, vale la geno 18 se eliminan, preferentemente ciones el hielo resulta particularmente pena comparar los modelos con el por precipitación. La nieve que cae a vulnerable a leves variaciones en la registro geológico de cambios climáti- altas latitudes contiene una propor- radiación solar incidente, tales como cos. Los modelos de las recientes eda- ción mayor del isótopo más ligero. Por las que podrían producirse por la des del hielo que más éxito han cose- tanto, cuando la nieve se acumula acción orbital. Si su espesor se reduchado se fundan en la teoría del influjo sobre la tierra, los océanos se enrique- jese consecuentemente, la corteza no de los factores astronómicos sobre el cen ligeramente en oxígeno 18. Las recuperaría en seguida su forma, de clima. Esta teoría se ocupa de las variaciones en la relación entre los modo que una gran parte del hielo variaciones de la cantidad de energía isótopos del oxígeno en los sedimentos quedaría sumergida en la zona cossolar recibida por la Tierra, asociadas marinos a gran profundidad reflejan tera. Como el hielo es más ligero que con tres parámetros de la órbita así las variaciones en el volumen glo- el agua, flotaría si ésta penetrase en terrestre alrededor del Sol que varían bal del hielo. Uno de los primeros en la depresión de la corteza. Habría que cíclicamente. El primero es la inclina- reconocer la importancia de la rela- esperar una rápida disminución del ción del eje terrestre (ángulo entre el ción de isótopos en los sedimentos hielo en estas condiciones, debido al eje y el plano de la órbita), que tiene como indicación de antiguos cambios desprendimiento de témpanos por sus un período de unos 40.000 años. El climáticos fue Cesare Emiliani. Los bordes. La capa adelgazaría todavía segundo es la dirección a la que apunta resultados de análisis sistemáticos de más por el flujo hacia fuera de las el eje terrestre, con un período de unos isótopos del oxígeno fueron publicados partes centrales más espesas, para 20.000 años. Y el tercero es la excen- en 1976 por J. D. Hays, John Imbrie restablecer un nuevo equilibrio. Las tricidad de la órbita terrestre (o su y Nicholas J. Shackleton. grandes pérdidas y el retroceso de los discrepancia con respecto a una cirhielos continuarían hasta que los borcunferencia), cuyo período dura unos l registro isotópico de los últimos des descansasen sobre tierra firme. 100.000 años. La influencia orbital se 500.000 años muestra grandes ay indicios de que determinadas puede calcular para millones de años, oscilaciones en el volumen global de tanto hacia el pasado como hacia el hielo con períodos de 40.000 y de zonas de la corteza de las que los futuro. 20.000 años. El rasgo dominante es, glaciares no se retiraron hasta hace La teoría astronómica se conoce sin embargo, un aumento continuo del unos 10.000 años, como algunas de también por teoría de Milankovitch, volumen de hielo durante unos 100.000 Escandinavia y Canadá, están recupeen honor de Milutin Milankovitch, años, seguido de un brusco descenso. rándose todavía. Este tiempo de rescientífico yugoslavo que realizó tales Los modelos climáticos en los que el puesta de la corteza se situaría en el cálculos en los decenios de 1920 y hielo responde de una manera pasiva mismo nivel de magnitud que el 1930. Según Milankovitch, el factor a la acción orbital no concuerdan con supuesto en el modelo. Pero sigue clave del clima terrestre no es la can- el registro isotópico; el volumen de siendo cuestionable que la causa de la tidad total de radiación solar recibida hielo predicho por ellos oscila con retracción del hielo en las épocas interpor el globo en el curso del año , que en períodos de 40.000 y de 20.000 años glaciales fuese la inestabilidad producualquier caso sólo experimenta lige- en respuesta directa a tal acción. cida por la depresión de la corteza. ras variaciones con los cambios de los Debe, pues, introducirse algún otro ¿Qué sabemos del clima que reinaba parámetros orbitales, sino la cantidad factor para explicar tanto el ciclo de antes de las edades del hielo? Los de radiación solar recibida a altas lati- 100.000 años como la brusca recupe- modelos climáticos ideados por tudes en el hemisferio norte durante ración subsiguiente a la glaciación. Budyko y Sellers predicen la converel verano. El ángulo de inclinación, David Pollard publicó algunos sión de la Tierra en un planeta brique determina hasta qué punto está modelos que pueden ilustrar el pro- llante y cubierto de hielos en cuanto el polo norte apuntando hacia el Sol blema y aportar una posible solución. la emisión solar se redujera en un durante el verano del hemisferio En su opinión, el clima actual de la pequeño tanto por ciento. Los efectos norte, es el factor de más influencia Tierra es tal que su estado “normal” de realimentación que incorporan los sobre la cantidad de radiación solar se halla ligado a la cantidad de hielos. modelos no sólo aumentan la sensibirecibida en el verano. La dirección en Tiene que haber capas de hielo exten- lidad del planeta a la disminución de que apunta el eje determina si el peri- sas y permanentes. En su modelo la radiación solar, sino que también le helio, o época del año en que la Tierra “pasivo”, el volumen total de hielo hacen más insensible a posteriores está más próxima al Sol, tiene lugar fluctúa ligeramente con períodos de aumentos, una vez producido el enfriadurante el verano del hemisferio norte 20.000 y de 40.000 años, pero no suf re miento. Dicho de otro modo, si la cons-
E
LA ATMÓSFERA
H
13
tante solar se redujese, la Tierra se convertiría irreversiblemente en un mundo frígido. ¿Ha ocurrido algo semejante?
les. Fundados en la relación de isóto- latitudes más cálidas que las actuales. pos en una muestra de 3500 años de El hecho de que durante algunos antigüedad, dedujeron que la tempe- períodos geológicos, como el ratura del océano donde se formó la Carbonífero, transcurrido entre 345 y roca era superior a 50 grados Celsius. 280 millones de años atrás, se deposios astrónomos saben del pasado Las diferentes relaciones de isótopos taran vetas carboníferas por todo el del Sol merced a que pueden que presentan rocas similares más mundo constituye, sin embargo, un observar estrellas mucho más jóve- recientes hacen pensar que las tempe- testimonio menos ambiguo. nes, dotadas de su misma masa y com- raturas sufrieron una disminución posición. Y así afirman que la emitan- progresiva. Gracias a las relaciones de o hay explicación universalmente cia solar era un cuarenta por ciento isótopos de oxígeno que ofrecen los aceptada para el hecho de que las más baja al poco de formarse la Tierra, sedimentos formados por las conchas temperaturas del pasado fuesen supehace 4600 millones de años, de lo que de carbonato cálcico de los foraminí- riores. Las causas más probables son es ahora, para aumentar luego sin feros bénticos (pequeños animales de la deriva de los continentes y los camsolución de continuidad. Los modelos las grandes profundidades oceánicas) bios de la composición atmosférica. teóricos de la estructura interna y de se estimó la temperatura del fondo Las variaciones en la distribución de la composición del Sol apoyan esta oceánico en unos 15 grados Celsius los continentes pudieron influir de conclusión. durante el período comprendido entre forma destacada en el clima, pues Los geólogos no han podido compi- hace 150 millones de años y hace 50 modificarían la configuración de las lar más que datos fragmentarios de millones de años. Las temperaturas circulaciones atmosférica y oceánica. los climas del pasado remoto, pero la actuales del suelo oceánico se aproxi- Hace 100 millones de años, por ejemtendencia general de los indicios exis- man a los cero grados Celsius. plo, el océano Artico formaba parte del tentes es claramente opuesta a la evoLos fósiles de los últimos 600 millo- Pacífico. Los vientos y las corrientes lución de la constante solar y a los nes de años parecen apoyar también oceánicas que se produjeran podrían modelos de la respuesta de la Tierra la tesis de que la Tierra fuese, a gran- haber mantenido el Artico libre de a las acciones exteriores. Samuel Eps- des rasgos, más cálida de lo que es hielos. Al cerrarse el estrecho de tein y sus colegas del Instituto de actualmente. Los filones carboníferos Bering, la congelación del océano Tecnología de California dedujeron de Groenlandia y de la Antártida indi- Artico pudo desencadenar la presente temperaturas a partir de las relacio- can que hubo algún tiempo en que allí fase de climas terrestres más bien nes de isótopos del oxígeno y de rela- prosperaron las plantas tropicales. La fríos. ciones comparables del hidrógeno 2 deriva de los continentes complica el Otra posibilidad es que la atmósfera (deuterio) al hidrógeno 1 (hidrógeno valor que deba darse a tal prueba, albergara mucho más dióxido de carordinario) en las rocas sedimentarias pues determinadas masas continenta- bono del que contiene ahora. El dióxido silíceas cristalinas llamadas pederna- les pudieran haber estado situadas en de carbono es el único gas que pudo haber desempeñado verosímilmente este papel, si tenemos en cuenta las grandes cantidades que almacenan los depósitos superficiales, de donde, en teoría, pudiera haberse escapado a la atmósfera. Si la atmósfera hubiese contenido entre cien y mil veces más dióxido de carbono que ahora, la reemisión de radiación infrarroja a él debida, junto con la correspondiente a la mayor cantidad de vapor de agua en una atmósfera más caliente, habría mantenido la temperatura superficial entre 20 y 30 grados Celsius por encima de la actual. Ahora bien, puesto que el dióxido de carbono de la atmósfera actual está en equilibrio con los compuestos de carbono disueltos en el océano y con los almacenados en los sedimentos oceánicos, esta hipótesis implica la existencia de importantes diferencias entre la composición oceánica de hace 100 millones de años y la presente. No se dispone de datos sobre las composiciones atmosférica y oceánica en el pasado remoto que permitan decidir al respecto. 8. SE CARACTERIZABA EL CLIMA DEL PASADO REMOTO por temperaturas meLos mecanismos impulsores descridias globales más elevadas que las que se registran hoy. De un paleotermómetro se tos hasta ahora varían lentamente y toma la relación de oxígeno 18 a oxígeno 16 en los sedimentos formados por conchas provocan respuestas de igual lentitud. de los animales marinos microscópicos llamados foraminíferos. Medidas de este tipo No obstante, va quedando claro que hechas por Samuel M. Savin muestran la tendencia hacia el enfriamiento a altas no todos los cambios climáticos son latitudes durante las postrimerías del Cretácico y el Cenozoico. La temperatura del fondo del océano, que actualmente es de cero grados Celsius, se cifraba en unos 12 graduales. Cuando un gran meteorito grados al final del Cretácico, siendo bastante más elevadas en períodos anteriores. choca con la Tierra o se produce una
L
N
14
TEMAS 12
fuerte erupción volcánica, se inyectan en la atmósfera cantidades considerables de polvo y de gases condensables. Las partículas pesadas caen rápidamente, pero las más ligeras, elevadas a gran altura, permanecen allí años, afectando la absorción de radiación solar y la emisión de radiación infrarroja. Las consecuencias para la atmósfera, para el océano y la biosfera pueden ser importantes. El polvo inyectado en la atmósfera por el impacto de un gran cuerpo meteorítico pudo producir así una extinción generalizada de organismos al final del período Cretácico, hace 65 millones de años. Las tendencias al calentamiento y al enfriamiento globales observadas en épocas recientes pudieran estar relacionadas igualmente con períodos de actividad volcánica escasa o acrecentada.
U
9. CONCENTRACION DE DIOXIDO DE CARBONO en la atmósfera en un punto cerca de la cima del Mauna Loa, en la isla de Hawai, medida continuamente desde 1958 por Charles D. Keeling. Se eligió este lugar por la escasa contaminación y la supuesta homogeneidad del aire en esta parte del globo. Superpuestas al continuo aumento del dióxido de carbono (curva negra) pueden verse fluctuaciones estacionales (en color ) debidas al almacenamiento de dióxido de carbono por las plantas del hemisferio norte en verano y a la oxidación de tejidos vegetales durante el invierno. Las fluctuaciones están dominadas por las plantas del hemisferio norte porque hay menos tierra en el hemisferio sur y menos variación estacional de la vida vegetal en el ecuador. El aumento de CO2 en el polo sur es comparable.
na prueba concreta del efecto producido por los aerosoles volcánicos sobre el clima la tenemos en el calentamiento global de unos 0,4 grados Celsius que ocurrió entre 1900 y 1940. No debe perderse de vista que tal variación tiene escasa importancia si se la compara con las fluctuaciones estadísticas de las temperaturas globales y con la falsa tendencia introdu- pues, la Tierra. James E. Hansen y de gotículas de ácido sulfúrico, las cida en las medidas por el crecimiento sus colegas usaron estos cálculos y cuales, por ser químicamente estaurbano en la vecindad de muchas otros relativos al aumento contempo- bles, tardan mucho en sedimentar. estaciones de observación. Owen B. ráneo de dióxido de carbono para Las predicciones del efecto final de la Toon y James B. Pollack señalaron someter a prueba su modelo climático. nube de polvo de El Chichón sobre el que el calentamiento pudo haberlo Y descubriero n que ambos factores clima son todavía provisionales, pero causado, en parte, la progresiva lim- pudieron haber producido realmente se espera que la nube produzca un pieza de la atmósfera tras un período el calentamiento global observado enfriamiento global en la superficie de de intensa actividad volcánica entre entre l900 y 1940. la Tierra de entre 0,3 y un grado 1880 y 1910. Podemos calcular la Las erupciones volcánicas recientes Celsius. variación de la masa global de polvo han recibido mayor atención por parte Ante semejantes dramas atmosfériatmosférico en función del tiempo, a de los investigadores. Se puede afinar cos, la especie humana, mero espectapartir de un catálogo de erupciones y más a fin de calcular en qué cuantía dor inicial, entrará muy pronto en el estimas del tamaño de cada erupción, influyen en el clima. Se sabe ya que el reparto. El primer efecto mensurable admitiendo un período de residencia volumen total de materia expulsada de la actividad del hombre sobre el en la estratosfera de unos dos años por un volcán no es una guía de entera clima será, probablemente, un calentapara las partículas (deducido de las confianza por lo que respecta a su miento global en virtud del incremento fechas en que se registraron puestas efecto climático; ha de considerarse del dióxido de carbono atmosférico. La de sol muy rojizas tras la erupción del también la fuerza de la erupción y la cantidad de dióxido de carbono arroKrakatoa en 1883 y de las velocidades composición de las partículas. La jada a la atmósfera y al océano ha ido de deposición de residuos radiactivos erupción del Monte Santa Helena, en aumentando desde la revolución indusprocedentes de pruebas nucleares en Washington, en mayo de 1980, fue trial como resultado de la combustión la atmósfera). mayor que la de El Chichón, en México, de carbón y petróleos y de la deforestaEstimado el volumen total de mate- en abril de 1982, pero lanzó menos ción (efectos todos que conducen a la ria que alberga la estratosfera y supo- aerosoles a la estratosfera. La mayo- oxidación del carbono y el desprendiniendo el tamaño medio de las partí- ría de las partículas del primero fue- miento de dióxido de carbono). El valor culas y su composición, deducidos en ron grandes y cayeron en cuestión de que dicha cantidad tuviera en épocas mediciones de aerosoles realizadas en semanas. Aunque la erupción de El preindustriales no se conoce exactala estratosfera, podemos inferir el Chichón expulsó menos materia, fue mente, pero se ha estimado entre 250 aumento de la cantidad de radiación mayor la proporción que alcanzó la y 300 partes por millón. Charles D. solar reflejada hacia el espacio. De estratosfera, donde se quedó. Keeling ha venido midiéndola en acuerdo con esos cálculos, el efecto de Por lo que parece, El Chichón emitió Mauna Loa, en las islas Hawai, desde las partículas sobre la radiación solar más azufre que el Monte Santa Helena. 1958. La cantidad de dióxido de carbono incidente es mayor que su efecto sobre El azufre forma dióxido de azufre, que atmosférico mostró una tendencia la radiación infrarroja emergente. Los reacciona con el vapor de agua de la ascendente entre 1958 y 1980, desde aerosoles estratosféricos enfrían, estratosfera produciendo una bruma 315 hasta 336 partes por millón.
LA ATMÓSFERA
15
Este aumento corresponde, aproximadamente, a la mitad del desprendido; el océano absorbe gran parte del exceso. Pero resulta casi imposible medir la absorción de dióxido de carbono por el océano, pues en él no se distribuye con la misma uniformidad que en la atmósfera; por tanto, las medidas realizadas en un punto, así las de Keeling, carecerían de especial interés por precisas que fueran. La cantidad de dióxido de carbono (en todas sus formas: gas disuelto, ion bicarbonato, ion carbonato y carbono orgánico) que pasa al depósito oceánico es mucho mayor que la almacenada en el atmosférico, de modo que es probable que las variaciones sean menores
y de más difícil detección. Por último, el océano reacciona con sedimentos de carbonatos, pensemos en las rocas calizas, que, al menos a largo plazo, actúan como un sumidero todavía mayor de dióxido de carbono.
W
allace S. Broecker y otros investigadores han trabajado con modelos de la química y la circulación atmosférica para estimar el aumento del dióxido de carbono oceánico a partir del aumento conocido en la atmósfera. La velocidad de absorción por parte del océano depende de la velo cidad de mezcla oceánica, sea en la capa superficial, sea en la columna restante de agua. El modelo de Broecker
10. NIVELES DE DIOXIDO DE CARBONO Y DE AEROSOLES VOLCANICOS: pueden ser responsables de la ligera tendencia al aumento de la temperatura global desde 1880 (en color ). Este período se usó como ejemplo contrastador de un modelo climático (negro) elaborado por James E. Hansen y sus colegas del Instituto Goddard de Estudios Espaciales de la NASA. Algunas versiones del modelo (a, c), consideraron sólo el calentamiento debido al aumento del dióxido de carbono atmosférico (admitiendo que la duplicación de la cantidad de dióxido de carbono daba por resultado un aumento de temperatura de 2,8 grados Celsius). Otras versiones (c, d ) tuvieron también en cuenta el calentamiento debido a la progresiva limpieza de la estratosfera. El aumento de temperatura desde 1910 hasta 1940 parece obedecer, principalmente, a un progresivo aclaramiento de la estratosfera durante un período de baja actividad volcánica. Los océanos moderan las variaciones de temperatura gracias a su capacidad para almacenar grandes cantidades de calor. En algunas versiones del modelo (a, c ) se consideró únicamente la capacidad calorífica de la capa superficial, bien mezclada, de los océanos. En b y d se supuso que la parte superior del océano se mezclaba a través de la termoclina entre ella y las profundidades oceánicas.
16
incorporaba cálculos de la velocidad de mezcla oceánica deducidos de la dispersión de los isótopos radiactivos tritio (hidrógeno 3) y carbono 14 producidos por pruebas de armas nucleares; cómputos que demuestran que, desde la revolución industrial, ha ido a parar al océano una cantidad de dióxido de carbono aproximadamente igual a la que ha quedado en la atmósfera. El aumento total de dióxido de carbono calculado, dentro del margen de incertidumbre, es ligeramente inferior a la cantidad total de dióxido de carbono procedente de la quema de combustibles fósiles y de la deforestación. Las estimaciones son al menos coherentes. Pertrechados ya con los cálculos relativos a la distribución del dióxido de carbono entre los océanos y la atmósfera y los concernientes al consumo previsible de combustibles, podemos extrapolar el aumento del dióxido de carbono atmosférico has ta el siglo próximo y más allá. De acuerdo con la mayoría de las pre visiones del consumo de energía en el futuro, la cantidad de dióxido de carbono se duplicará hacia mediados del siglo que viene, duplicándose de nuevo, probablemente, antes de que se alcance el máximo del consumo de combustibles fósiles. Para predecir las consecuencias de este aumento extrapolado sobre el clima terrestre, se recurre a modelos matemáticos. Syukuro Manabe y Richard T. Wetherald consideran que la duplicación del dióxido de carbono atmosférico (de 300 a 600 partes por millón) elevaría la temperatura media global en 2,5 grados Celsius. Es probable que el aumento se acerque más a los cinco grados Celsius a altas latitudes. Diariamente se producen fluctuaciones térmicas locales que superan los 2,5 grados, pero tal cambio en la temperatura media global sería importante, pues equivaldría al producido entre el máximo de la última glaciación, hace 18.000 años, y el presente.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA VARIATIONS
IN THE EARTH’S ORBIT:
PACE-
. J. D. Hays, John Imbrie y N. J. Shackleton en Science, vol. 194, n.o 4270, págs. 1121-1132; 10 de diciembre de 1976. MAKER OF THE ICE AGES
CLIMATIC CHANGE
ON THE
TERRESTRIAL
. James B. Pollack en Icarus, vol. 37, n.o 3, págs. 479-553; marzo, 1979. CLIMATE IN EARTH HISTORY. Wolfgang H. Berger y J. C. Crowell. National Academy Press, 1982. PLANETS
TEMAS 12
La atmósfera caprichosa Manuel Puigcerver La comprensión de los fenómenos atmosféricos sigue presentando ciertas dificultades, incluso en algunos aspectos cotidianos, que se dan por sabidos
A
juzgar por el desparpajo con argón (0,9 %), dióxido de carbono sideremos un disco que girase con que muchas personas y algunos (0,03 %). Hay además algunos gases velocidad angular constante y en senmedios de comunicación traza (helio, neón, criptón, xenón), que tido antihorario alrededor de su cenhablan de asuntos tales como el cam- se encuentran en proporciones mucho tro, O (véase la figura 2 ). Supóngase bio climático, las consecuencias del menores (10–3 %). Dentro del margen que desde O se disparase un proyectil fenómeno llamado El Niño y el agujero de temperaturas y presiones atmosfé- apuntando a un blanco, solidario del de ozono, se diría que el público, y no ricas, el agua puede existir en uno o disco, que en el instante del disparo sólo unos pocos especialistas, está varios de los tres estados fundamen- estuviese situado en el punto B, alirazonablemente familiarizado con el tales, sólido, líquido y gaseoso; al neado con otro, P, que no participa de comportamiento de la atmósfera y que pasar de uno a otro pone en juego la rotación. Mientras el proyectil reéste es fácilmente inteligible. calores de transformación considera- corre su camino, el blanco, por girar Ambas presunciones resultan erró- bles, lo que, en algunos aspectos, la con el disco, se habrá desplazado a la neas. Las dudas comienzan a surgir convierte en uno de los más importan- posición B’. A un observador situado al observar la frecuencia con que se tes componentes de la atmósfera. sobre el disco, entre O y B, le parecería confunde inestabilidad con mal Pero el punto de interés a nuestros que el proyectil se hubiese desviado tiempo, posibilidad con probabilidad, efectos es que la atmósfera se com- hacia la derecha, yendo a caer en B y y clima —o, peor aún, climatología— porta como un fluido. Y, como todo el no en B’, como él esperaba. Para quien con tiempo; quedan definitivamente mundo sabe, los fluidos se mueven observase el proceso desde fuera del disipadas cuando, como muy reciente- desde donde la presión es mayor hacia disco, sin participar en su rotación, las mente, se oye caer en tales disparates donde es menor. Por eso se vacía un cosas se habrían desarrollado como a autoridades que, por razón de su globo de goma cuando se pincha y lo era de esperar: el proyectil se habría cargo, deberían extremar el cuidado mismo hace un estanque cuando se movido a lo largo de la línea OP, al tratar de cuestiones que, al parecer, abre el desagüe. cayendo en B. sólo conocen superficialmente. Ahora bien, quien haya prestado un Algo parecido ocurre en la superficie Y es que, en contra de lo supuesto, poco de atención a los mapas meteo- terrestre. Por hallarse ésta en rotación el funcionamiento de la atmósfera no rológicos que se publican en la prensa uniforme, las partículas de aire en es nada sencillo. Muchos de sus aspec- o se presentan en la televisión habrá movimiento sufren una desviación tos se conocen bien pero resultan ser observado que los vientos circulan casi aparente hacia su derecha en el hemismucho más complicados y menos exactamente a lo largo de las curvas ferio norte para los observadores soliintuitivos de lo que parecía. Otros no isobaras en lugar de hacerlo perpen- darios de la Tierra, cosa que todos, se conocen más que parcialmente. dicularmente a ellas, es decir, en lugar salvo los astronautas en órbita, somos. Algunos, y no precisamente secunda- de soplar de las altas a las bajas pre- Como para el observador que mire rios, están todavía pendientes de una siones ( véase la figura 1 ). Y aquí hacia el norte desde el hemisferio sur explicación racional. empiezan las dificultades. Lo primero el giro terrestre tiene sentido horario, Naturalmente, no se pretende aquí que hay que hacer es indicar la razón apreciará una desviación hacia la resolver la cuestión; sólo se trata de de este comportamiento anómalo. En izquierda. Para explicar la desviación mostrar, mediante algunos ejemplos, segundo lugar hay que explicar cómo se introduce una fuerza aparente, la el desconcertante comportamiento de es que, a pesar de ello, ni las regiones llamada fuerza de Coriolis (en honor la atmósfera en ciertas situaciones de de baja presión (depresiones o bajas) del ingeniero y matemático francés apariencia sencilla. ni las de alta presión (anticiclones o Gustave-Gaspard de Coriolis, que fue el primero en estudiar los movimienaltas) persisten indefinidamente. El viento no es sino el movimiento tos sobre superficies en rotación en ¿Sopla el viento del aire respecto de la superficie 1829), la cual es proporcional al doble como debiera? terrestre, que se encuentra en rota- de la velocidad angular de rotación de ción uniforme alrededor del eje de la la Tierra, a la velocidad de la partícula a atmósfera es una mezcla de Tierra. Así, viento del oeste significa y a una función trigonométrica de la gases cuya composición, con la aire que se mueve hacia el este con latitud. excepción del vapor de agua, es esen- una velocidad mayor que la de la Esta fuerza desviadora de Coriolis cialmente constante hasta unos 80 km Tierra; la calma no es más que aire en es perpendicular a la dirección del de altitud. Estos son los componentes reposo respecto de la Tierra. móvil y está dirigida hacia la derecha y sus proporciones aproximadas: Para aclarar los efectos de la rota- en el hemisferio norte y hacia la nitrógeno (78 %), oxígeno (21 %), ción sobre el movimiento relativo, con- izquierda en el hemisferio sur. Actúa
L
LA ATMÓSFERA
17
18
TEMAS 12
sobre todos los cuerpos que se mueven sobre el planeta, pero debido a la B' pequeñez de la velocidad de rotación de la Tierra, sus efectos no se aprecian más que cuando las trayectorias de los móviles son muy largas, porque entonces tiene suficiente tiempo de actuar. Esta es la razón de que no nos resulte más familiar a todos. Los especialistas O en artillería de largo alcance y en cohetería, los oceanógrafos y los meteorólogos, en cambio, la usan corrientemente. B Es fácil ver ( figura 3) que una partícula que desde el ecuador se dirija al P polo norte será desviada hacia el este, mientras que si va del polo norte al ecuador lo será hacia el oeste. En los movimientos atmosféricos a gran escala se llega a establecer un 2. EN UN DISCO QUE GIRE en sentido antihorario se lanza desde el centro, O, un cuasiequilibrio entre la fuerza bárica proyectil, apuntando a un blanco fijo en el disco y situado en la posición B; sigue (que trataría de llevar las partículas la dirección OP (el punto P es exterior al disco y no se mueve) y cae en B. Un obserde las zonas de alta presión a las de vador situado sobre el disco, que mire hacia la referencia P, creerá que el proyectil baja) y la fuerza de Coriolis que, en el se ha desviado hacia la derecha de su trayectoria, ya que mientras describía ésta, hemisferio norte, tiende a desviar la el blanco se ha movido hasta la posición B’. Esta desviación aparente se registra que el móvil evolucione sobre una superficie en rotación, como ocurre con trayectoria hacia la derecha del vector siempre la de la Tierra. La fuerza aparente causante de tal desviación se llama “fuerza de velocidad. Entonces la partícula en Coriolis” en honor del ingeniero francés que estud ió por primera vez los movimiencuestión se mueve paralelamente a tos sobre superficies de referencia móviles. las isobaras, como si sobre ella no actuase fuerza alguna ( figura 4). La anterior descripción es válida Anticiclones y buen tiempo, el anticiclón no es una cumbre, sino ¿un engaño? sólo en primera aproximación. En un altiplano. Compárese en el mapa realidad, la fuerza bárica predomina de la figura 1 el centro de la depreos anticiclones, o centros de alta sión entre Islandia y Groenlandia ligeramente sobre la de Coriolis, de manera que el movimiento tiene una presión, no son exactamente la con la enorme zona sin gradiente de ligera componente hacia las bajas contrapartida de las depresiones, sino la parte central del anticiclón de las presiones. Es esta circunstancia la que presentan algunas características Azores. que permite que las depresiones se propias. Se trata, para empezar, de Y finalmente, los vientos anticiclórellenen y la altas presiones se debi- sistemas de escala (o tamaño) mucho nicos muestran una ligera compoliten, dando el resultado de todos mayor: un anticiclón puede abarcar nente transisobárica hacia las bajas conocido: mapas del tiempo cambian- cómodamente toda la superficie de presiones (es decir, hacia la perifetes, con depresiones que nacen, cre- Europa occidental ( figura 1). ria), que indica divergencia en niveEn segundo lugar, mientras que las les bajos: el aire está escapando d e la cen, se mueven y finalmente se rellenan y desaparecen, junto a anti- depresiones son migratorias, los anti- parte central del anticiclón. Esta ciclones que se refuerzan o se debili- ciclones suelen estar anclados en la divergencia es compensada por una tan y oscilan en torno a una posición vecindad de una posición preferida, convergencia en los niveles superiode equilibrio, pudiendo llegar tam- alrededor de la cual más bien oscilan res y un lento movimiento de desbién a desaparecer. en lugar de alejarse definitivamente censo, o de hundimiento en bloque, Así, para explicar un simple hecho de ella; por eso se suelen conocer con del aire en la parte central del antide observación diaria ha habido que un topónimo (anticiclón de las Azores, ciclón. Este movimiento recibe el recurrir a conceptos que ya no son tan anticiclón siberiano, etc.). nombre de subsidencia e importa En tercer lugar, el aspecto también entre 500 y 1000 metros por día familiares, como los de movimiento relativo y fuerzas aparentes. Es una es distinto del de una zona de bajas ( figura 5). Al descender, un estrato primera muestra de comportamiento presiones: mientras que ésta repre- de aire limitado por un prisma se va senta topográficamente un embudo, aplastando en sentido vertical (ya díscolo de la atmósfera. que encuentra presiones cada vez mayores) y se dilata en sentido horizontal, a causa de la forma de las 1. MAPA DEL TIEMPO correspondiente a la superficie para las 12 horas del merilíneas de corriente. La compresión diano de Greenwich (“tiempo universal”, o TU) del día 1 de enero de 1983, reproduadiabática produce calentamiento cido del Boletín Meteorológico Europeo que publica el Servicio Meteorológico alemán. La nubosidad total viene representada por la proporción en negro del del estrato. El descenso se hace cada círculo central situado en cada estación; los meteoros observados se representan vez menos perceptible en la vecindad mediante símbolos fáciles de recordar y las variables numéricas se transcriben del suelo, que impide el movimiento mediante cifras en clave. La dirección del viento está representada por el trazo vertical, obligando al aire a espar junto al círculo central y su fuerza por medio de rayitas transversales (cada rayita cirse lateralmente; también es corta representa 5 nudos y cada rayita larga, 10 nudos; el nudo es la milla marina pequeño en la parte alta del anticipor hora, unidad conveniente cuando hay que medir distancias sobre los mapas). clón a causa de la forma de las líneas Obsérvese que en la parte central del anticiclón los vientos son flojos y tienden a fluir hacia fuera, es decir, alejándose del centro. de corriente.
L
LA ATMÓSFERA
19
Puede demostrarse que en un mo vimiento de subsidenc subsidencia ia se mantiene constante la expresión M = ( – ) / ( p p ) llamada invariante de Margules . En ella, representa el coeficiente de enfri amie amiento nto del aire por eleva ción adiabática, magnitud dinámica que es
constante y vale esencialmente 1 kel vin por hectómetro; es el gradiente vertical de temperatura del aire, o disminución de la temperatura por unidad de altura, variable según las condiciones atmosféricas y rarísima vez superior a en en la atmósfera libre (sí puede serlo en la vecindad del suelo cuando el sol lo ha calentado mucho); p es la presión y representa el área de la sección recta del estrato considerado. En el movimiento de subsidencia aumentan simultáneamente los dos términos del denominador: p a causa del descenso, y a causa de la dispersión lateral del aire en la parte baja.
La invariancia de M obliga, por tanto, a que disminuya hasta el punto de hacerse negativa, es decir, la temperatura aumentará con la altura constituyendo una inversión térmica . Ahora bien, bie n, cuanto más pequeña peque ña sea frente a , tanto mayor será la estabilidad hidrostática de la atmósfera y tanto más frenados quedarán los movimientos de ascendencia; la inversión de subsidencia es un caso extremo en el que el movimiento vertical consiste sólo en un descenso en bloque del aire de la parte interior del anticiclón. La figura 6 explica de manera sencilla la formación de esta clase de inversiones. La curva QP representa la curva de estado al iniciarse el proceso de subsidencia. El descenso adiabático de la partícula que se encontraba en el punto P hace que se vaya calentando (a razón de 1 K por hectómetro) de modo que al cabo de, por ejemplo, dos días, el punto representativo de su estado es el P’: tanto la presión como la temperatura de la
HEMISFERIO NORTE
ECUADOR
HEMISFERIO SUR
3. LAS FLECHAS ROJAS DE ESTE DIAGRAMA representan la dirección del viento, mientras que las flechas negras cortas representan la dirección de la fuerza desviadora de Coriolis. En el hemisferio norte, la desviación tiene lugar hacia la derecha de la dirección del móvil, mient ras que en el hemisferio sur es hacia la izquierda. En el ecuador la fuerza desviadora es nula y, por tanto, no hay desviación.
20
partícula han aumentado y su altura ha disminuido. El ulterior enfriamiento por radiación puede llevarla a un estado final como el representado por el punto P”, al que sigue correspondiendo una temperatura mucho más alta que la del aire, que estaba a la misma altura cuando comenzó la subsidencia Q. Por encima del punto B se ha creado, crea do, pues, la fuerte inversión característica de la subsidencia, que se va reforzando al mismo tiempo que desciende, a medida que el anticiclón va envejeciendo y el proceso de subsidencia progresa. Como cifras indicativas, indicativas, la base de la inversión de subsidencia puede encontrarse al principio a unos 1000 m y va descendiendo paulatinamente hasta unos 200 metros. Cuanto más cerca del suelo se encuentre la partícula inicialmente, tanto menor será su descenso por subsidencia: la forma de las líneas de corriente de la figura 5 impone que tales partículas, en lugar de descender, se deslicen lateralmente casi paralelas al suelo. Otra propiedad de esta clase de inversiones es la distribución vertical de la humedad. Caracterizamos ésta por la temperatura del punto de rocío, o simplemente punto de rocío, es decir, la temperatura a la cual el vapor de agua que contiene el aire se condensaría (se depositaría rocío), si éste se enfriase sin variar la presión. Ahora bien, el vapor de agua que contiene el aire proviene del suelo, como consecuencia de la evaporación del agua de mares, ríos, lagos, suelos mojados y evapotranspiración de las plantas. Pero, dado que las inversiones frenan el movimiento vertical, la forma de la curva de estado ( figura figura 6) impide que el vapor de agua sea arrastrado más allá de la base B de la inversión, con lo que la región SB puede estar húmeda, pero por encima de B, como consecuencia de ello y del calentamiento por compresión al descender, el punto de rocío disminuye brusca y rápidamente y sigue un curso con la altura casi exactamente inverso al de la temperatura. El movimiento de descenso y la escasa humedad impiden ambos la formación de nubes y contribuyen al buen tiempo característico de los anticiclones. Ahora bien, en todos los textos de contaminación atmosférica se cuenta la historia de terroríficos episodios registrados precisamente bajo situaciones marcadamente anticiclónicas. ¿Tiene esto explicación? La tiene, aunque la verdad es que se tardó en hallarla. Expongamos primero los hechos. TEMAS 12
Entre el 1 y el 5 de diciembre de 1930 se produjo en el valle del Mosa, en Bélgica, lugar muy industrializado donde existían plantas siderúrgicas, industrias químicas (fábricas de H2SO4), fábricas de vidrio y manufacturas de zinc, además de otras menos importantes, un episodio de niebla extremadamente densa y tóxica en el que perdieron la vida 60 personas, casi todas entre los días 4 y 5, y centenares de otras enfermaron. Se sabía muy poco acerca de la contaminaci contaminación ón atmosférica en la época; de hecho, se sabía poco incluso acerca de la distribución vertical de la temperatura. Por otra parte, las circunstancias, en plena crisis económica mundial, tampoco eran propicias para lanzar grandes campañas de estudio; se pensó que el episodio había sido una singularidad y no se repetiría. Se ha estimado posteriormente que se produjeron concentraciones de SO2 extrema extremadamente damente altas, del orden de 30.000 g/m3 (se supone que no debe superarse una concentración de 400 g/m3), agravadas por la presencia de fluoruros y compuestos de Zn, probablemente sulfatos de Zn y amonio. En un estudio post mortem mortem, J. Firket avisaba proféticamente que, si el suceso se hubiera producido en Londres, los servicios públicos hubieran tenido que enfrentarse a 3200 muertes súbitas. Otro conocido episodio tuvo lugar entre el 26 y el 31 de octubre de 1948 en Donora, Pennsylvania, pequeña población industrial situada a unos 45 km al sur de Pittsburgh, en el va lle del río Monongahela. La ciudad tenía, entre otras cosas, una siderúrgica, side rúrgica, una fábrica de H2SO4 y otra de zinc; su población era de unos 14.000 habitantes, el 40 % de los cuales padecieron dolencias respiratorias, tos e irritación en garganta, nariz na riz y ojos; 20 personas murieron. De nuevo, la causa aparente fue una espesa niebla. Tampoco en este caso se tomaron muestras, pero la concentración de SO2 se estimó entre 1500 y 6000 g/ m3 junto con gran concentración de partículas y probablemente de aerosoles sulfúricos. La sombría previsión de Firket referente a Londres se cumplió con creces entre el 4 y el 9 de diciembre de 1952. En este caso murieron 3900 personas por encima de la cuota normal para la época del d el año. Una niebla londinense típica se convirtió en “killer smog” ( niebla mortífera) como consecuencia de la creciente concentración de partículas y de dióxido de azufre, a su vez resultado del empleo de carbón para producir energía eléctrica y para calefacción y usos domésLA ATMÓSFERA
p-1 b
p Vg
p+1
c p+2 b = fuerza bárica
c = fuerza de Coriolis
Vg = viento geostrófico
p-1, p, p+1... = isobaras
4. EN EL CASO DEL VIENTO LLAMADO GEOSTROFICO, que es una buena aproximación al viento real, existe equilibrio entre l a fuerza bárica b, que tiende a mover las partículas de las zonas de alta presión a las de baja, y la fuerza de Coriolis c. El resultado es que el viento fluye paralelamente a las isobaras. El viento real, sin embargo, no es estrictamente geostrófico y tiene una pequeña componente dirigida hacia las bajas presiones. Por eso es posible que las depresiones se rellenen y los anticiclones desaparezcan.
ticos. Un testigo presencial escribió Se indicó antes que todos esos epique “uno no podía ver su propia mano sodios tuvieron lugar en situaciones puesta delante de la cara”. Dos días claramente anticiclónicas y, por tanto, después, la niebla comenzó a causar en condiciones de activa subsidencia. muertes: las primeras víctimas fue- Por otra parte, examinando las corresron personas ancianas, particular- pondientes fechas, llama la atención mente quienes padecían dolencias que siempre se produjeran a fines de cardiovasculares y de vías respirato- otoño o comienzos de invierno. Es, rias, pero afectó también a personas pues, de esperar abundante uso de sanas. La concentración máxima dia- calefacciones con la consiguiente conria de SO2 llegó en algunos lugares a tribución extra a la concentración de 4000 g/m 3. SO2, NOx y partículas. A la vista de la Ha habido posteriormente en coincidencia de ambos factores, factore s, se nos Londres otros episodios de contamina- ocurre preguntar si pudo la estación ción (en particular en diciembre de del año alterar de alguna forma el 1962) aunque ninguno alcanzó la gra- típico buen tiempo anticiclónico. Y la vedad del reseñ reseñado, ado, proba probablemen blemente te respuesta es afirmativa. porque su única consecuencia benéfica benéfica La forma de la curva de punto de fue la designación de una comisión co misión de rocío representada en la figura 6 estudio cuyas recomendaciones recomen daciones se indica que el vapor de agua (junto con c on materializaron en la promulgación de núcleos de condensación, partículas la Clean Air Act (Ley del Aire Limpio) y gases contaminantes) puede ser de 1956, que estableció severas nor- arrastrado por las corrientes ascenmas de emisión, especialmente por lo dentes desde el suelo hasta la base de referente a partículas y a SO 2, así la inversión de subsidencia, pero ésta como restricciones en el uso de ciertos (que, como todas las inversiones, se combustibles. comporta como una barrera infranNo se trata de agotar el tema; baste queable para las corrientes verticales, con mencionar que también ha habido actuando, por decirlo así, de “tapaepisodios similares en otras ciudades: dera” respecto a ellas) impide que los de noviembre de 1953, de noviem- pasen más arriba. En la base de la bre de 1962 y especialmente el e l del Día inversión, por tanto, se acumulan de Acción de Gracias de 1966 (días 21 vapor de agua, núcleos de condensaa 25 de noviembre) en Nueva York; ción y partículas contaminantes, por entre el 28 de noviembre y el 6 de lo que puede fácilmente saturarse, diciembre de 1979 se registraron sen- formándose una capa nubosa que dos episodios graves tanto en Bar- emite radiación infrarroja mucho más celona como en Madrid, donde hubo eficazmente que el aire. La cima de la que prohibir el uso de calefacciones capa nubosa se enfría, la inversión se domésticas antes de las 19 horas. hace más abrupta y con ello el gra21
diente geométrico de temperatura de la atmósfera, la física clásica y de la capa situada bajo la inversión se otras ciencias habían logrado notables aproxima al adiabático seco , dando éxitos; entre los científicos reinaba un por resultado una región de mezcla estado de euforia y se auguraba a corto cor to muy activa coronada por una fuerte plazo la solución de los pocos probleinversión. mas no resueltos. El ambiente cientíLos contaminantes inyectados en el fico era decididamente determinista, aire a nivel del suelo son repartidos concepto éste que implicaba previsibien toda esta capa por los movimientos lidad absoluta y había sido magistralde ascendencia sin que puedan sobre- mente expuesto por el gran físico y pasar la inversión. En invierno, ade- matemático francés Pierre Simon de más, el enfriamiento nocturno puede Laplace con estas palabras: originar inversiones de superficie. “Debemos, pues, considerar el Ello favorece la formación de la niebla, es estado tado presente del universo como el que encuentra la capa bajo la inver- efecto de su estado anterior y como la sión de subsidencia cargada de hume- causa del que lo seguirá. Una intelidad, de gases y de partículas contami- gencia que en un instante dado cononantes, lo que unido a la escasa ciese todas las fuerzas de las que está ventilación (los vientos son siempre animada la naturaleza, si por lo demás flojos en los anticiclones), la relativa- fuese suficientemente poderosa para mente larga vida de estos sistemas y someter estos datos al análisis, englola tendencia de la inversión de subsi- baría en la misma fórmula los movidencia a ir descendiendo a medida que mientos de los mayores cuerpos del el anticiclón envejece, configura un universo y los del más ligero átomo; conjunto de condiciones propicias para nada sería incierto para ella y el porepisodios de contaminación como los venir, al igual que el pasado, pasad o, estaría e staría descritos y otros más recientes que, presente ante sus ojos” ( Essai Essai philosogracias a la normativa vigente sobre phique sur les probabilités, 1814). emisiones y a las medidas de urgencia Estas ideas, al parecer tan razonaadoptadas cuando se requería, no han bles, han prevalecido durante más de llegado a alcanzar la gravedad de un siglo. Vilhelm Bjerknes, fundador aquéllos. de la que en España se conoce como Escuela Noruega y a quien probablemente se puede calificar con justicia Previsibilidad de padre de la meteorología científica moderna, expuso en 1904 su concepto ntre principios y mediados del del problema de la predicción del siglo pasado, época en que se ini- tiempo en los siguientes términos: ció a duras penas el estudio científico “Todo problema atmosférico pura-
E
P
P'
5. EN LA PARTE CENTRAL DEL ANTICICLON los vientos soplan ligeramente hacia la periferia. Esta divergencia es compensada en las capas superiores (generalmente algo por debajo de la tropopausa) por fenómenos de convergencia y por un lento descenso en bloque del aire de la parte central del anticiclón, llamado subsidencia. A causa de este movimiento, un estrato de aire limit ado por un prisma (en color ) va descendiendo lentamente al mismo tiempo que se aplasta, porque va encontrando presiones cada vez mayores y se dilata en sentido horizontal debido a la forma de las líneas de corriente. La compresión adiabática produce calentamiento del estrato. El descenso es cada vez menos perceptible conforme la masa se acerca al suelo.
22
mente mecánico se puede reducir a establecer la posición y el movimiento de todas las partículas de aire implicadas y a predecir su estado, posición y movimiento futuros en un instante dado mediante las leyes de la física: un problema que en principio debe ser susceptible de solución. Esta ha de comprender tres pasos: 1) realizar el mejor diagnóstico posible de los estados es tados atmosféricos; 2) hallar la posición futura de todas las partículas y 3) determinar sus estados futuros en las nuevas posiciones.” Durante más de medio siglo estas palabras, que constituyen un resumen de lo que se ha llamado “plan de 1904” de Bjerknes, se han considerado como un enunciado modélico del problema de la predicción del tiempo, si bien se podría objeta r que falta un cuarto párrafo: expresar las conclusiones en forma tan clara, concisa y explícita como sea posible. Eso es lo que distingue la predicción del tiempo de la predicción del mapa del tiempo. Es claro que en el concepto de Bjerknes subyace la idea determinista de Laplace; el determinismo tardaría aún años en ser cuestionado, y ello sólo para sistemas subatómicos. De hecho, incluso hoy día, la mayoría de las personas creen que la predicción del tiempo mejorará notablemente cuando se disponga de datos suficientemente abundantes sobre los océanos y las regiones escasamente pobladas. Vamos a ver que, en realidad, la atmósfera nos guarda una nueva sorpresa. Actua Ac tualme lmente nte,, tan tanto to el map mapaa del tiempo como su versión pronosticada (es decir, el mapa del tiempo previsto) han dejado de construirse manualmente o, al menos, la confección manual ha pasado a segundo término. Existen programas muy refinados que, introducidos en el ordenador y alimentados con los datos meteorológicos tomados simultáneamente a una hora to, permiten construir directamente el mapa correspondiente a esa hora. El mapa previsto para t horas más tarde se obtiene mediante los llamados modelos atmosféricos, que son complicadas representaciones físico-matemáticas de la atmósfera en las que se intenta conservar tantas características de la atmósfera real como sea posible manteniendo la labor de cálculo dentro de límites manejables. En las ecuaciones (diferenciales no lineales) que rigen el modelo hay términos dependientes de las coordenadas y otros que son función del tiempo; escribiendo las ecuaciones en diferencias finitas, los primeros se TEMAS 12
pueden evaluar leyendo en el mapa los datos pertinentes; en cuanto a los segundos, conociendo el valor inicial y la función del tiempo, es posible obtener el valor al cabo de un intervalo de tiempo pequeño, mucho menor que el plazo final de pronóstico. Esto se hace para un gran número de puntos del mapa, con lo que se obtiene el mapa previsto para ese instante. El proceso se puede repetir tantas veces como haga falta hasta obtener el mapa previsto para t horas más tarde. Hay ciertas restricciones de índole matemática y otras de carácter aritmético que se tienen en cuenta. La predicción del tiempo propiamente dicha, que se realiza a partir del mapa pronosticado, es el único paso en que todavía interviene directamente el ser humano, si bien se están haciendo esfuerzos para automatizarlo. Curiosamente, una de las mayores dificultades con que se tropieza en el proceso es la determinación de los valores de las variables en el instante t0 , que se han de introducir en el programa como punto de partida. Los modelos actuales son muy sensibles a los errores que aquí se produzcan y las técnicas requeridas para evitarlos son objeto de intensa investigación. Volviendo a la formulación de Bjerknes, parece razonable plantearse la siguiente pregunta. Supuesto que: 1. Se pudieran especificar con exactitud las condiciones iniciales 2. Se pudieran calcular con exactitud las derivadas parciales 3. Se dispusiese de un modelo capaz de reproducir fielmente el comportamiento de la atmósfera, y 4. No se cometieran errores en la integración numérica de las ecuaciones diferenciales no lineales ¿Se podría hacer una predicción para cualquier instante futuro, al estilo laplaciano o bjerknesiano, o bien el período de predicción tiene límites insuperables? La cuestión de la previsibilidad fue planteada por primera vez en 1954 por un gran meteorólogo inglés, Reginald C. Sutcliffe, y los primeros intentos serios de evaluarla fueron llevados a cabo por otro gran meteorólogo, esta vez norteamericano, Philip D. Thompson, quien en 1957 consiguió mostrar que debe existir tal límite e incluso logró hacer una tosca estima. Su conclusión fue que “una predicción para dentro de una semana no es mejor que la simple adivinanza”. Los sensacionales, más recientes y más conocidos trabajos de Edward N. Lorenz —que, incidentalmente, despertaron el interés de los LA ATMÓSFERA
CURVA DE ES TADO DESPUES DE LA SUBSIDENCIA
) S O R T E M O L I K ( A R U T L A
3
2
L P A I C I N I O D A T S E E Q D A V
P'' P'
CURVA DE ESTADO DESPUES DE LA SUBSIDENCIA MODIFICADA POR ENFRIAMIENTO RADIATIVO
R
U C
INVERSION DE SUBSIDENCIA
1 CURVA DE ESTADO DEL PUNTO DE ROCIO
B S
ZONA DE INVERSION DE RADIACION TEMPERATURA
6. SE MUESTRA EL EFECTO DE LA SUBSIDENCIA sobre la curva de estado. Una partícula situada en el punto P, correspondiente a la posición P de la figura 5, desciende al tiempo que se calienta por compresión adiabática, alcanzando el estado representado por el punto P’, mucho más caliente que el punto Q, que en el sondeo inicial correspondía a la misma altura. Este proceso suele requerir entre un día y medio y dos. El enfriamiento por radiación puede llevar luego a la partícula al estado P”, mucho más caliente que el Q. Haciendo la construcción punto a punto, se obtiene la curva de estado en negro: la subsidencia de los estratos que inicialmente estaban más bajos es menor por el entorpecimiento que el suelo ejerce sobre el descenso y consiguientemente también es menor el calentamiento que experimentan. El resultado es la formación de una fuerte inversión (inversión de subsidencia) a una cierta distancia del suelo (de 800 a 1000 metros). Además, el calentamiento adiabático producido por el descenso del aire reduce la humedad relativa; la variación con la altura de, por ejemplo, la curva de punto de rocío (temperatura a la cual se condensa el vapor contenido en el aire por enfriamiento a presión constante) tiene el aspecto de la curva en rojo: la inversión de subsidencia se caracteriza por un fuerte descenso de la humedad al pasar de su base a su cima. Estas inversiones, por su persistencia y porque van descendiendo a medida que el anticiclón envejece, constituyen un ingrediente casi indispensable en l os episodios catastróficos de contaminación.
físicos teóricos por el “caos” [ véase resulta inaceptable: en la práctica, la “Caos”, por J. P. Crutchfield, J. D. atmósfera —como otros sistemas no Farmer, N. H. Packard y R. S. Shaw lineales— no se comporta de forma en I NVESTIGA CIÓN Y C IENCIA , febrero estrictamente determinista. Aun de 1987]— pusieron de manifiesto cuando siga siendo obligado mejorar que incluso una versión muy simpli- tanto la densidad de la red de obserficada de las ecuaciones del movi- vaciones meteorológicas como la premiento atmosférico, con sólo tres cisión del instrumental de medida grados de libertad, se comportaba de para determinar con la exactitud modo aparentemente caótico. In ves- posible el estado inicial, es claro que tigando la razón, Lorenz descubrió existe un límite superior para el peque las perturbaciones microscópicas ríodo de predicción: ni ahora ni nunca pueden aumentar indefinidamente en el futuro se va a poder predecir el de amplitud, afectando al comporta- tiempo con antelación superior a un miento macroscópico, y analizó el plazo que, en el mejor de los casos, tiempo que se precisaba para que se será del orden indicado. Enrico Fermi perdiera la semejanza entre el campo solía decir humorísticamente que “la de movimiento observado y el inicial, naturaleza es un mal bicho”. He aquí momento en que el movimiento se un excelente ejemplo. hace imprevisible. Las estimas de la previsibilidad varían según la escala del movimiento, pero para la escala sinóptica (los sistemas me teorolóM ANUEL PUIGCERVER obtuvo el docgicos que uno ve en los mapas del torado en Ciencias Físicas por la Unitiempo) podría estar entre dos y tres versidad de Barcelona en 1962. Ha semanas. sido catedrático de Física del Aire de la misma durante el período comprenEn la actualidad, pues, la formuladido entre los años 1967 a 1987. ción del problema de la predicc ión en los términos de Laplace o de Bjerknes 23
Las nubes Jean-Pierre Chalon y Marc Gillet Para comprender los detalles de su formación y desarrollo hay que conjugar los resultados de las observaciones con las leyes de la dinámica de fluidos y las de la microfísica
L
as nubes son múltiples y varia- la forma de calor. La condensación nubes cubren permanentemente la das. Las hay pacíficas, que producida en un cúmulo de buen mitad del globo y sus cimas alcanzan anuncian un tiempo clemente. tiempo de unos dos kilómetros cúbicos 20 kilómetros de altitud en las regioOtras provocan fenómenos violentos y proporciona una energía de aproxima- nes tropicales y 10 kilómetros en desastrosos, como el granizo, el rayo, damente 5 1012 joule en diez minu- Europa. La disposición y la naturaleza los vendavales y los tornados. El tos, equivalente a la producción de de las formaciones nubosas dependen peligro que esto representa para vidas una central nuclear en una hora. del estado de la atmósfera, es decir, de y haciendas nos atemoriza. Difieren Parte de este calor se transforma en las variaciones que presentan la temtambién entre sí las nubes por el energía cinética, es decir, en movi- peratura, la humedad y el viento en tamaño: las convectivas aisladas pue- miento. Las velocidades verticales en función de la altura y de la velocidad den ocupar unos cuantos kilómetros el interior de las nubes pueden alcan- vertical media del aire situado encima cuadrados, mientras que hay sistemas zar 150 kilómetros por hora. Cerca del de la región considerada. nubosos que se extienden sobre dece- suelo se perciben golpes de viento y La evolución de las nubes se desnas y centenares de kilómetros; los variaciones de temperatura rápidos y cribe de manera simplificada mediante sistemas multicelulares, los complejos violentos. El estudio de estos movi- las leyes termodinámicas y el concepto convectivos y las líneas de turbonada mientos del aire y de las variaciones de “partícula de aire”. Consideremos cubren algunos miles de kilómetros. de temperatura, humedad y presión una partícula de aire (una burbuja de Para tratar de entenderlas, los inves- asociadas con ellos es el objeto de la gran tamaño) que contenga vapor de tigadores estudian la electricidad dinámica de nubes. La organización agua y se eleve a través de la atmósatmosférica, la microfísica y la diná- dinámica actúa indudablemente sobre fera. Si es suficientemente volumimica. También evalúan la contribu- la evolución microfísica, pues los vien- nosa, los intercambios de materia y ción de las nubes al equilibrio radia- tos transportan las partículas de aire calor con el exterior serán despreciativo del planeta y a la redistribución de unos a otros ambientes. bles. En una primera aproximación se de la energía entre el ecuador y los La manera que tienen las nubes de razona como si la partícula estuviera polos. participar en el equilibrio radiativo es encerrada en una envoltura elástica e Si hacemos un rápido repaso histó- mediante el reflejo, la difusión y la impermeable al calor, de modo que la rico, el relámpago es el fenómeno tor- absorción parciales de las radiaciones presión interna se ajuste instantáneamentoso que se trató de explicar pri- solar y terrestre. Su acción radiativa mente a la presión atmosférica circunmero. Benjamin Franklin puso de depende de sus características micro- dante. Como la presión disminuye manifiesto su naturaleza eléctrica en físicas. Así, los cirros, que son semi- conforme la partícula de aire asciende, el siglo XVIII. Los conocimientos de elec- transparentes para la radiación visi- su temperatura desciende y aumenta tricidad atmosférica han progresado ble y reflejan la mayor parte de la su volumen. luego, pero las dificultades de medida infrarroja, contribuyen al efecto de La cantidad máxima de vapor de in situ siguen dificultando el progreso invernadero. Los estratocúmulos, que agua que puede contener un metro de esta subdisciplina de la física de son opacos a la radiación visible, redu- cúbico de aire depende de la presión y nubes. La comprensión de los mecanis- cen en cambio la cantidad de energía de la temperatura. Durante la elevamos de electrización atmosférica no es solar que llega al suelo y enfrían las ción llega un momento en que la canimprescindible, por suerte, para el capas más bajas de la atmósfera. El tidad de vapor contenido en la partíestudio de las nubes, que pueden des- efecto que tendría sobre la tempera- cula supera dicho máximo, lo que hace cribirse mediante la microfísica y la tura media del planeta una variación que el vapor excedente se condense dinámica. Los fenómenos eléctricos del cinco por ciento de la cobertura de alrededor de ciertos aerosoles, llamaatmosféricos dependen, por contra, de estratocúmulos sería equivalente al dos núcleos de condensación. Siempre la naturaleza de los hidrometeoros, que de la duplicación del dióxido de car- hay en la atmósfera suficientes núcleos son partículas de agua líquida o sólida bono contenido en la atmósfera. de éstos para que nunca se supere el presentes en las nubes y cuyos tamaños valor de saturación en más de un uno van de unos cuantos micrometros a o un dos por ciento. Si la temperatura La formación de las nubes varios milímetros ( véase la figura 3 ). es superior a cero grados Celsius, el La mi crofísica se dedica a describir la vapor se condensa en una multitud de evolución de los hidrometeoros. uando se contempla una fotogra- gotículas de agua líquida. Si fuese infeLa condensación, la congelación y la fía de la Tierra tomada por saté- rior a cero grados (como sucede en los solidificación del agua liberan una lite, llama la atención el aspecto orga- cirros), se formarían cristales de hielo importante cantidad de energía bajo nizado de las masas nubosas. Las por condensación sólida alrededor de
C
24
TEMAS 12
cierta clase de aerosoles, los núcleos las de aire cálido superan el nivel de niéndose cuando se vuelve más frío de congelación. condensación al remontar la pen- que el aire circundante, lo que sucede Una partícula de aire cargada de diente fría, el vapor se condensa; la a unos dos mil metros de altura en la gotículas que continúe elevándose ter- atmósfera es entonces hidrostática- mayoría de los casos. En la cima de las minará alcanzando una zona de tem- mente estable y se observan capas de térmicas se forman pequeños cúmulos peraturas negativas. No es forzoso nubes, las nubes estratiformes. por haberse superado el nivel de conque las gotículas se condensen por La elevación espontánea produce densación. La condensación libera ello; los núcleos glacígenos que actúan nubes de tipo convectivo, como son los importantes cantidades de calor (unos a temperaturas relativamente altas cúmulos y los cumulonimbos. La con- 2500 joule por gramo de agua líquida (entre 0 y –10 grados Celsius) son vección apar ece en las condicio nes formada), lo que refuerza la convecraros, no formándose hielo más que a termodinámicas que los meteorólogos ción. temperaturas muy bajas. El promedio llaman de “inestabilidad absoluta”. Las características de la capa inesde núcleos glacígenos activos es de Las células de Bénard son un ejemplo table son, pues, las que determinan e l uno por litro de nube a –20 grados de convección obtenida calentando el tipo de nubes. Cuando la estratificaCelsius. Este número se multiplica fondo del recipiente de un fluido: la ción de la atmósfera es estable, no se por diez cada vez que la temperatura temperatura de las partes inferiores forman nubes más que en presencia disminuye cuatro grados más. En aumenta y su densidad disminuye, lo de elevaciones forzadas. El resultado cambio se forman entre cien mil y que las hace ascender como globos, son nubes estratiformes, es decir, cinco millones de gotículas de agua mientras que las situadas por encima extendidas horizontalmente. En prelíquida por condensación, siempre en se mantienen más frías y descienden sencia de inestabilidad absoluta, las un litro de nube. Luego examinaremos (véase la figura 5 ). nubes se desarrollan verticalmente, el efecto que estas diferencias tienen La convección atmosférica es fre- adoptando el aspecto de cúmulos o de sobre las precipitaciones. cuente en días soleados, cuando las cumulonimbos. Las brisas marinas La ascensión de las partículas puede capas inferiores se calientan. Apare- pueden originar tormentas a lo largo ser forzada o espontánea. Es forzada cen entonces chimeneas ascendentes, de las costas. El calentamiento del cuando el aire húmedo remonta una o “térmicas”, de las que se sirven los suelo por el sol provoca una disminucadena montañosa (véase la figura 4 ) aficionados al vuelo a vela para pla- ción de la presión atmosférica y genera y también cuando el aire cálido y near durante largas horas. Las térmi- un viento, la brisa marina. Los movihúmedo tropieza con aire frío en cas tienen diámetros de algunos cen- mientos ascendentes del aire situado terreno llano o sobre el mar, situación tenares de metros y velocidades sobre el suelo crean una zona de conen la que el aire frío penetra como una ascensionales comprendidas entre vergencia propicia a la formación de cuña por debajo del cálido, menos uno y tres metros por segundo. A capas nubosas y al desencadenadenso, y lo eleva. Es así como se for- medida que el aire sube, sufre una miento de la inestabilidad convectiva man los frentes. Cuando las partícu- dilatación adiabática y se enfría, dete- (véase la figura 6 ).
a
b
0
100
KILOMETROS
0
100 KILOMETROS
LA ATMÓSFERA
1. FRENTE FRIO procedente del Atlántico fotografiado en infrarrojo por el satélite Meteosat (a). Los colores indican las temperaturas en la cima de las nubes: rojo para las inferiores o iguales a –40 grados Celsius, violeta para +20 grados Celsius. La circulación atmosférica impone su dirección norte-sur al sistema. El mapa de ecos del radar Mélodie, de Burdeos-Mérignac, muestra células organizadas en bandas de precipitación orientadas de sur-suroeste a norte-nordeste (b). Las zonas que reflejan el radar con fuerza (precipitaciones abundantes) aparecen en naranja y las de escasa reflectividad, en violeta. Las bandas se mantenían casi inmóviles mientras que las nubes se movían hacia el norte-nordeste arrastradas por los vientos de las alturas. Esta estructura es frecuente delante de los frentes fríos. Los máxim os de eco en el centro de las células corresponden a una intensidad de precipitación en el suelo de diez milímetros por hora.
25
VELOCIDAD DEL VIENTO (EN METROS POR SEGUNDO)
a
b
VELOCIDAD DEL VIENTO (EN METROS POR SEGUNDO)
N
5
5
5
5 O
E S
PLANO DE CORTE VERTICAL
PLANO DE CORTE VERTICAL INTENSIDAD DE LAS PRECIPITACIONES (MILIMETROS POR HORA)
10 KILOMETROS
10 KILOMETROS 0,5
15
VELOCIDAD DEL VIENTO (EN METROS POR SEGUNDO) 15 7,5
) S O R T A E R U M T O L L I A K N E (
c
10 KILOMETROS
0
d
15
) S O R A T E R U M T O L L A I K N E (
Las precipitaciones emos visto que las nubes se forman cuando se excede el umbral de saturación del aire respecto al vapor de agua. Pero hay un gran trecho entre la aparición de una nube y la formación de un chubasco. El radio de las gotículas de agua de una nube es de diez micrometros, mientras que el de las gotas de lluvia tiene un milímetro de promedio; un factor de cien
2
3
5
6
10 KILOMETROS
horizontales y transversales a la línea de turbonada ( flechas). En el mismo corte vertical se ha indicado el reparto de las velocidades verticales en este sistema nuboso (d). El sistema está alimentado con aire cálido y húmedo por la parte baja y por su borde este; las masas de aire lo abandonan por el oeste.
respecto al tamaño implica un factor de un millón respecto a la masa. La condensación por sí sola no explica el paso de gotícula de nube a gota de lluvia en las nubes naturales. La velocidad de crecimiento de una gotícula es proporcional a la sobresaturación del medio e inversamente proporcional a su radio. En consecuencia, siendo las gotículas numerosas, la sobresaturación se mantiene pequeña y el crecimiento por condensación es
3. LOS HIDROMETEOROS constituyen la parte visible de las nubes. Se trata de partículas de agua líquida o de hielo cuyos tamaños se escalonan entre algunos micrometros y cinco o seis milímetros, en el caso de las gotas de lluvia, y hasta de varios centímetros cuando se trata de granizo. La fotografía de la izquierda representa gotículas de niebla, cuyo diámetro medio es de 20 micrometros. La fotografía de la derecha muestra cristales de hielo de forma hexagonal obtenidos sembrando una niebla subfundida con propano.
26
VELOCIDAD VERTICAL (EN METROS POR SEGUNDO)
0
2. LINEA DE TURBONADA observada con ayuda de radares Doppler embarcados en dos aviones (trayectorias azules). Dos cortes horizontales (a: a 1,5 kilómetros de altitud y b: a 5,6 kilómetros de altitud) y un corte vertical (c) muestran la intensidad de las precipitaciones (en colores) así como los vientos relativos
H
2,5 10
limitado. Cálculos realizados sobre una ascendencia en un cúmulo muestran que se necesitan unos cinco minutos para alcanzar el radio de diez micrometros y varias horas para llegar a veinte micrometros. Una gota de agua no sobrevive durante tanto tiempo en una nube, mientras que ciertos cúmulos alcanzan el estado de precipitación en menos de quince minutos. Tiene que haber, por tanto, otros mecanismos que intervengan en la formación de la lluvia. Uno de ellos podría ser la “fusión”, es decir, la aglutinación de un millón de gotículas en una gota de lluvia. La fusión se realiza en dos etapas: el choque y la soldadura. El choque es la etapa más delicada. Las gotas grandes, que caen más deprisa, tienen tendencia a capturar las gotas más pequeñas. Por desgracia, el hecho de que una gotícula se sitúe en la trayectoria de una gota más grande no implica necesariamente que choquen: la caída de la gota grande provoca un desplazamiento del aire que repele a las gotículas menores de 20 micrometros. La nube tiene que contener inicialmente algunas gotas grandes para que se produzcan choques (alrededor de una gota de más de 40 micrometros de radio por
TEMAS 12
litro) y, como hemos visto, la formación de tales gotas por condensación exige en teoría tiempos superiores a la duración de las gotículas nubosas. ¿Cómo llegan las gotículas a producir partículas de tamaño superior a 20 micrometros? Un posible mecanismo de formación se descubrió en Suecia hacia 1930; es el llamado proceso de Bergeron. Se produce cuando coexisten en la nube algunos cristales de hielo con un gran número de gotículas subfundidas. Esta coexistencia es frecuente en latitudes medias, donde la temperatura de la cima de las nubes suele ser inferior a –20 grados Celsius. Si la temperatura es ne gativa, la presión de vapor saturante sobre hielo es inferior a la presión de vapor saturante sobre el agua. Esta diferencia aumenta cuando la temperatura disminuye. En un medio que contenga mucha agua líquida y poco hielo, la fase líquida impone la presión del vapor de agua. La sobresaturación respecto al hielo se hace así importante y algunos de los cristales presentes crecen por condensación sólida. En menos de media hora se forman cristales de hielo de alrededor de un milímetro de diámetro. La masa de los cristales de este tamaño equivale a la de una gota de llovizna de unos cien micrometros de diámetro. Su velocidad de caída (varios decímetros por segundo) es suficiente para capturar gotículas de agua subfundida, con formación de granizo, o para aglutinarse con otros cristales (formación de un copo de nieve), con lo que se alcanza la masa de una gota de lluvia media. Si la partícula de hielo llegase a una región donde la temperatura sea positiva, se fundirá y se transformará en gota de lluvia. Si continuase a temperatura negativa, llegará al suelo en forma cristalina, como bola de granizo o copo de nieve. Cuando actúa el proceso de Bergeron, un solo cristal por litro basta para ocasionar precipitaciones importantes en el suelo.
La formación de cristales de hielo
E
ste tipo de precipitaciones son frecuentes en invierno, precediendo a los frentes fríos que atraviesan nuestra geografía. Desde que empezó a utilizarse el radar meteorológico se de tectaron células generatrices, características de los procesos de Bergeron (véase la figura 7 ). Las cimas de las células están a temperaturas ba jas, favorables al crecimiento rápido de los cristales de hielo, en un medio donde
LA ATMÓSFERA
NUBE CONVECTIVA
AIRE ENFRIADO Y SATURADO
AIRE CALIDO Y HUMEDO
4. FORMACION DE UNA NUBE por elevación forzada sobre el relieve. El aire cálido y húmedo es obligado a elevarse a lo largo de la pendiente. A cierta altitud, se satura de vapor de agua, que se condensa y forma una nube. Si el ascenso del aire se hace inestable, se forma una nube convectiva.
las gotículas subfundidas controlan la presión de vapor saturante. Los radares meteorológicos detectan muy bien los cristales así formados cuando su diámetro supera algunos centenares de micrometros y su número alcanza un cristal por litro. Las trayectorias de estas precipitaciones en formación aparecen como regueros oblicuos en la pantalla del radar, condicionados por las variaciones del viento en función de la altitud. Los ecos de radar se intensifican a lo largo de algunas centenas de metros por debajo de la isoterma de cero grados Celsius en las nubes estratiformes, en corte vertical. Es lo que se llama la “banda brillante”: los cristales se funden y la película de agua que los recubre aumenta su poder reflector. Durante mucho tiempo se creyó que los procesos de Bergeron bastaban para explicar la formación de las precipitaciones. Pero se ha observado que también se produce lluvia en cúmulos de las regiones tropicales en los que toda la nube está por encima de cero grados Celsius. Los hidrometeoros de tales nubes no pueden crecer más que por procesos de condensación y captura. Se ha tratado de explicar la formación de las gotas iniciadoras, de más de 40 micrometros de diámetro, mediante la presencia de núcleos de condensación gigantes, de campos eléctricos o de microturbulencia, tentativas que han sido vanas. Trabajos recientes de J.-L. Brenguier, del Centro Nacional de Investi ga ciones Meteorológicas francés, muestran que las condiciones de sobresaturación de una misma partícula de aire fluctúan a lo largo de cortas distancias. Cada gotícula, dependiendo de su trayectoria, evoluciona de forma diferente; estas diferencias explican por qué se observan tamaños de gotas bastante distintos de lo previsto por la teoría de la condensación de las gotículas, y no
excluyen la presencia de gotas de tamaño superior a 20 micrometros. Algún progreso se ha logrado gracias a abundantes observaciones de las nubes realizadas con ayuda de sondas aerotransportadas, unidas a medidas más clásicas de temperatura, humedad y velocidades verticales y horizontales. Pero hay fenómenos que siguen sin conocerse bien, como sucede con la formación del hielo. Experimentos realizados sobre todo en los Estados Unidos y en Australia han puesto de manifiesto concentraciones de cristales más de mil veces superiores a las de núcleos de congelación. También se han comprobado glaciaciones rápidas y generalizadas en las cimas de cúmulos bien desarro-
CALENTAMIENTO
5. LAS CELULAS DE BENARD son un ejemplo de movimiento convectivo. Se las reproduce en el laboratorio calentando el fondo de un recipiente que contenga un fluido. A partir de una cierta temperatura, se observa una yuxtaposición de células poligonales (arriba). La periferia de las células corresponde a zonas de ascendencia y el centro (en color oscuro ), a las de descenso.
27
RADIACION SOLAR
CALENTAMIENTO RAPIDO
CALENTAMIENTO LENTO
TIERRA
ASCENSO DEL AIRE CALIDO EN TIERRA FIRME
MAR
CREACION DE UNA ZONA DE CONVERGENCIA SOBRE LA COSTA
llados. Existen, pues, procesos de multiplicación capaces de producir grandes cantidades de cristales sin núcleos glacígenos. Este fenómeno sería raro en las nubes continentales y frecuente en las marítimas de bastante edad que contuvieran grandes gotas de agua. Según los estudios llevados a cabo en el laboratorio, esta multiplicación rápida de los cristales de hielo resultaría del estallido y la congelación de las gotículas al chocar con partículas de nieve o de granizo. Disponer de una buena descripción de los mecanismos de formación del hielo resulta capital por varias razones. Se sabe que la glaciación desempeña un papel determinante en la formación de las precipitaciones. Proporciona también, en ciertos casos, una energía suplementaria a las nubes bajo forma de calor. Finalmente, la glaciación controla en buena medida el reparto de las cargas eléctricas en el seno de las nubes.
La dinámica de las nubes
U
no de los primeros estudios de mecanismos tormentosos por medio del radar, el Thunderstorm Project, ejecutado a finales de los años cuarenta en Florida y en Ohio, logró establecer una descripción detallada de las células convectivas. Se ocupó especialmente de las tormentas llaBRISA DE MAR madas de “masa de aire”, que se producen en verano, en masas de aire inestables y en situación meteorológica no perturbada. Están formadas FLUJO DESCENDENTE por varias células elementales que se desarrollan y desaparecen sucesivamente. Una tal célula evoluciona a lo largo de tres etapas: la de cúmulo, la de madurez y la de disipación ( véase la figura 8). El ciclo total dura unos treinta minutos, durante los cuales el diámetro de la célula no sobrepasa lo s diez kilómetros. Las tormentas más devastadoras NUBES proceden de una estructura convectiva más amplia, la “supercélula”, que perdura durante varias horas y se extiende a lo largo de medio centenar de kilómetros. La circulación del aire FLUJO ASCENDENTE en ella es estacionaria, mientras que los flujos ascendentes y descendentes se refuerzan mutuamente (véase la 6. LA BRISA DE MAR se produce por el calentamiento solar de la tierra. El suelo se calienta más deprisa que el agua y transmite una parte de su calor a las capas bajas figura 9 ). La descripción de este tipo del aire (arriba). El calentamiento del aire reduce la presión atmosférica sobre el de tormenta se ha afinado al cabo de continente y, por consiguiente, aspira aire marino (centro). El resultado es una zona los años, en particular como consede convergencia y la aparición de un flujo ascendente encima de la costa. Estos mocuencia de análisis detallados de datos vimientos se compensan por la formación de otro descendente encima del agua. Las de radar y gracias a los trabajos de K. velocidades ascensionales, aun si son pequeñas, bastan para elevar el aire hasta el Browning y de G. Foote. nivel de condensación y dar lugar a la formación de nubes a lo largo de la costa (abaLa imagen de radar de una super jo). Si el aire es inestable, las nubes son de tipo convectivo. Pueden observarse entoncélula es característica. La parte ces velocidades verticales importantes en algunos puntos concretos. La situación se invierte tras la puesta del Sol, formándose las nubes encima del mar. ascendente está señalada por una
28
TEMAS 12
zona de ecos débiles rodeada de ecos muy intensos. La velocidad hacia arriba es tan grande que las gotículas no tienen tiempo de alcanzar un tamaño apreciable; ni la lluvia ni el granizo penetran allí, pues son rechazados hacia las alturas o hacia los lados. No se encierra en ella ningún objeto susceptible de producir ecos de radar importantes. Los grandes hidrometeoros confinados a su alrededor provocan, en cambio, ecos intensos que dibujan una vasta bóveda. Las supercélulas se originan en condiciones meteorológicas precisas, caracterizadas por la presencia de una fuerte cizalladura vertical del viento horizontal, la existencia de aire cálido y húmedo cerca del suelo y de aire seco en las alturas. Los vientos exteriores, perturbados por la nube que les cierra el camino, dan lugar a movimientos verticales en su periferia y refuerzan la convección. Cuando aumentan con la altura, el flujo ascendente se inclina y las precipitaciones se alejan. Parte de esas precipitaciones se evapora y humedece el aire circundante. Esta evaporación consume calor, lo que
enfría el aire de alrededor y lo hace cada una de ellas asociada a una más pesado. Cuanto más seco esté corriente de aire ascendente en la que inicialmente este aire, tanto más se se forman las precipitaciones. La disienfriará y aumentará de densidad. Al pación de las células más antiguas llegar cerca del suelo, el aire frío se queda sistemáticamente compensada extiende y encuentra al aire cálido y por el nacimiento de otras nuevas; así, húmedo que alimenta la nube. En los el sistema perdura varias horas y da casos extremos, la diferencia de tem- lugar a fenómenos frecuentemente peratura alcanza una decena de gra- más violentos que las tormentas ordidos. El pseudofrente frío así formado narias. Se han estudiado mucho estos refuerza todavía más el flujo ascen- sistemas. Laboratorios franceses y de dente. El granizo se forma a gran Costa del Marfil observaron la estrucaltura en este tipo de tormentas, en la tura de las líneas de turbonada que parte de la bóveda que precede al fluj o afectan a las regiones tropicales ascendente. Los granizos dan vueltas durante la experiencia COPT81. Estos antes de ser impulsados hacia atrás y sistemas abarcan mil kilómetros de proyectados hacia el suelo. Es muy longitud y entre trescientos y cuatroprobable que la zona de formación de cientos kilómetros de anchura. En su granizo sea pequeña, razón por la que parte anterior están formados por los diversos métodos utilizados para varias decenas de células convectivas combatirlo (siembra de nubes, cohetes renovadas sin cesar, mientras que en antigranizo) tienen un efecto casi nulo la posterior forman un gran yunque sobre la evolución de las tormentas estratiforme. Estas estructuras se supercelulares. mueven a lo largo de miles de kilóme Alg unas torme ntas con stitu yen tros en varios días. En las regiones vasto s conjuntos nubosos: sistemas casi desérticas del Africa subsahemulticelulares, complejos convectivos, liana, las líneas de turbonada proporlíneas de turbonada, etc. Estos siste- cionan la mayor parte de las precipimas comportan células convectivas, taciones.
CIMA DE LAS NUBES (LIMITE VISUAL)
CELULAS GENERATRICES
6000
VARIACION DE LA VELOCIDAD DEL VIENTO
CRECIMIENTO DE LOS HIDROMETEOROS POR EFECTO BERGERON
–20 C
5000 LIMITE DE LOS ECOS DETECTADOS POR RADAR
) S O R 4000 T E M N E ( A 3000 R U T L A
TRAYECTORIA DE LOS HIDROMETEOROS
CRECIMIENTO DE LOS HIDROMETEOROS POR SOLDADURA
2000
ESTELA DE LAS PRECIPITACIONES 0C BASE DE LAS NUBES
1000 LIMITE DE LAS PRECIPITACIONES
LLUVIA 0 FORMACION DE LAS PRECIPITACIONES
7. FORMACION DE PRECIPITACIONES en una nube de tipo nimboestrato. Los nimboestratos aparecen frecuentemente en latitudes medias delante de los frentes fríos. Los cristales se forman a temperaturas muy bajas, en pequeñas células convectivas (las células generatrices) que culminan las nubes estratiformes. Después crecen rápidamente en un medio rico en gotículas subfundidas que imponen una presión de vapor de agua netamente superior a la presión de vapor saturante respecto al hielo (izquierda). Cuando estos cristales son suficientemente grandes para adquirir una velocidad de
LA ATMÓSFERA
ECOS DE RADAR
caída apreciable, crecen por soldadura de gotas o de cristales en suspensión. Al pasar la isoterma de cero grados Celsius, se funden y se transforman en gotas de lluvia. Esta evolución de los hidrometeoros explica la estructura de los ecos de radar obtenida en estas nubes (derecha). Así, la isoterma de cero grados Celsius está marcada por una banda brillante correspondiente a un aumento de la reflectividad radárica debida a la fusión parcial de los cristales de hielo. El perfil vertical del viento determina la forma de las estelas de precipitación.
29
Los sistemas frontales son estructuras todavía más vastas, visibles en las imágenes retransmitidas por satélites meteorológicos. Tienen forma de lambda coronada por un arrollamiento. Los sistemas frontales se organizan como consecuencia de vastas circulaciones; resultan de los fuertes gradientes de temperatura que existen entre el ecuador y los polos. Para comprender los sistemas frontales y mejorar la previsión de las tormentas que producen, se preparó una experiencia internacional designada FASTEX ( Fronts and Atlantic Storm Track Experiment), que tuvo lugar en enero y febrero de 1997 en el Atlántico Norte.
La modificación del tiempo
L
a modificación del tiempo es un viejo sueño. Para defenderse contra los desastres atmosféricos, el hombre comenzó por dirigir sus armas contra el cielo. Herodoto cuenta que los tracios lanzaban flechas contra las tormentas “para amenazarlas y hacer cesar las perturbaciones atmosféricas”. Desde su invención, la artillería ha combatido el granizo. A comienzos de siglo se instalaron en Francia redes de gigantescos pararrayos a fin de
extraer la electricidad de las tormentas, a la que se consideraba responsable del granizo; era el método del “Niágara eléctrico”. No dio mejor resultado que las campanas de sonido granífugo. Se han utilizado también gotículas de agua para iniciar la coalescencia, sal triturada para crear núcleos de condensación gigantes, obuses para agitar las nubes y numerosos otros medios. Esta breve enumeración muestra que el hombre ha gastado considerables energías para defenderse contra el granizo y para aumentar la precipitación. Cierto número de iluminados y de charlatanes se han aprovechado de estas tentativas. El aumento de nuestra comprensión de los mecanismos de formación y evolución de las nubes y de las precipitaciones no ha modificado, por desgracia, esta situación. En muchas regiones del mundo se continúa sembrando las nubes sin evaluar los resultados eventuales, reemplazando simplemente la pólvora de los proyectiles o el humo de los fuegos de paja por el yoduro de plata o las partículas higroscópicas. El agente que más se utiliza en las operaciones tendentes a aumentar la lluvia o reducir el granizo es el yoduro de plata. En noviembre de 1946, en los
VIENTO LIMITE DE LA TROPOPAUSA YUNQUE
PRECIPITACIONES
ETAPA DE CUMULO
ETAPA DE MADUREZ
ETAPA DE DISIPACION
8. LA TORMENTA DE MASA DE AIRE está constituida por células convectivas de vida corta (unos treinta minutos). Evoluciona en tres etapas. Durante la fase de desarrollo, la organización dinámica evoca una célula de Bénard, con una parte ascendente central húmeda rodeada por una región descendente de aire limpio; es la etapa de cúmulo. La cima de la nube se eleva a razón de unos diez metros por segundo y las velocidades verticales en el seno de la ascendencia pueden llegar a los veinte metros por segundo. Las velocidades descendentes del aire claro que rodea la nube son mucho menores. La segunda etapa (etapa de madurez) est á asociada a la lluvia, que crea una fuerte corriente descendente: el aire es arrastrado hacia abajo tanto por el peso de los hidrometeoros en suspensión como por el enfriamiento debido a la evaporación parcial de las gotas. La cima de la nube alcanza entonces la tropopausa, a casi veinte kilómetros de altura en los trópicos y a unos diez en nuestras latitudes. Durante la tercera etapa (la de disipación) la zona descendente ocupa prácticamente todo el volumen de la célula y corta su alimentación de vapor de agua. La cima de la nube se estrella contra la tropopausa y se extiende en forma de yunque bajo el efecto de los fuertes vientos presentes en las alturas. La nube pierde vigor y se disipa.
30
laboratorios de la General Electric, en los Estados Unidos, Bernard Vonnegut descubrió que el humo de yoduro de plata tenía un excelente poder glacígeno en las nubes cuya temperatura fuese inferior a –5 grados Celsius. Mostró que con esta substancia era posible producir una gran cantidad de núcleos glacígenos (hasta 1014 núcleos por gramo de yoduro de plata). Casi al mismo tiempo, Shaeffer lanzó desde un avión nieve carbónica sobre estratocúmulos, con el resultado espectacular de que las nubes se disipasen y cayese nieve. Dos años más tarde, la General Electric consiguió un resultado similar empleando yoduro de plata. La posibilidad de actuar sobre la formación de hielo en las nubes quedaba así demostrada. Las experiencias de modificación del tiempo realizadas desde entonces se cuentan por centenares. Se ha tratado de eliminar las nieblas, de disminuir las nefastas consecuencias del granizo y de provocar lluvias sobre regiones áridas o desérticas. Sin ninguna duda, se sabe hoy disipar localmente las nieblas subfundidas; varios aeropuertos han recurrido al procedimiento. Las experiencias dirigidas a aumentar la lluvia y a disminuir el granizo son menos convincentes. Para incrementar las cantidades de lluvia, se ha pensado en tres operaciones. La primera consiste en desencadenar el proceso de aglutinación inyectando grandes núcleos de condensación o gotas de agua que capturen las gotículas suspendidas en la nube. El segundo método se dirige a suscitar el proceso Bergeron mediante la introducción de algunos cristales de hielo en un medio poblado de gotículas de agua subfundida. El tercero tiende a provocar una glaciación masiva de la cima de la nube introduciendo allí grandes cantidades de yoduro de plata o de nieve carbónica; es el método llamado de “siembra dinámica”, consistente en estimular el desarrollo vertical de la nube liberando el calor latente de congelación. La evaluación de las modificaciones obtenidas en el área de siembra es difícil: el comportamiento de los sistemas afectados es variado, las situaciones favorables son raras y, sobre todo, los métodos utilizados son poco o nada eficaces. Son raros los testimonios que resisten a las críticas de los expertos. Sólo mencionaremos aquí dos experiencias antiguas: el proyecto Whitetop, realizado en los Estados Unidos, en Missouri, entre 1960 y 1964, y una de las experiencias israelíes que se desarrollaron entre 1961 y 1967. Brevemente, el proyecto Whitetop trató de incrementar las precipitacio-
TEMAS 12
) S O R D T U E T I M T N L E A (
MOVIMIENTO DE LA TORMENTA
LIMITE VISUAL DE LA NUBE
LIMITE DE LOS ECOS DETECTADOS POR EL RADAR
15.000
BOVEDA 10.000 AIRE SECO
ZONA DE FORMACION DEL GRANIZO
5000
O J U F L
LLUVIA Y GRANIZO 0 -20 -10
0
10
20
30
40
50
0
10
VIENTO MEDIO MEDIDO RESPECTO A LA TORMENTA (EN METROS PAR SEGUNDO)
9. LA SUPERCELULA produce una tormenta devastadora que se mueve a lo largo de centenares de kilómetros. El aire cálido y húmedo que proviene de las capas bajas de la atmósfera sube hacia la cima de la nube. En el curso de su ascensión, los hidrometeoros no tienen tiempo de crecer: los ecos de radar (en gris) se mantienen débiles. Las partículas líquidas o sólidas son expulsadas hacia la cima o a los lados de la zona ascendente, que está rodeada de ecos intensos que forman una bóveda. Los hidrometeoros líquidos se congelan en la cima de esta bóveda y los que caen hacia delante son de nuevo capturados por el flujo ascendente. En esta región, situada en la
nes procedentes de cúmulos estivales. La siembra se realizaba mediante un avión equipado con quemadores de yoduro de plata. Entre los numerosos análisis estadísticos efectuados con los datos obtenidos, los hay que indican un resultado incierto, pero la mayoría muestra una disminución de las precipitaciones de entre un veinte y un sesenta por ciento. Las nubes sembradas eran del tipo marítimo y la soldadura tenía allí probablemente un papel importante en la formación de la lluvia; ahora bien, la multiplicación de núcleos de condensación perturba la soldadura, lo que explicaría este resultado negativo. La experiencia israelí se refirió a nubes de tipo continental, en las que abundan más los núcleos de condensación, por lo que la soldadura y la multiplicación del hielo hubieran tenido que desempeñar un papel más secundario. Un avión dispersaba yoduro de plata viento arriba de la zona de medida. Las precipitaciones de las nubes sembradas fueron un quince por ciento más abundantes que las de las nubes no sembradas. Este resultado es significativo, por lo que
LA ATMÓSFERA
TRAYECTORIA DEL GRANIZO
F R E N T E F R I O 20
AIRE CALIDO Y HUMEDO
30
40
50
DISTANCIA (KILOMETROS)
parte delantera de la supercélula (zona embrionaria) , es donde se forma el granizo. Los movimientos probables de los granos de hielo reproducen la forma de la bóveda. Los hidrometeoros que escapan hacia la parte posterior del fl ujo ascendente llegan al suelo en forma de lluvia o de granizo. Su evaporación parcial en contacto con el aire seco de las alturas ( flecha azul ) enfría el aire y refuerza el vigor de la corriente descendente (verde). Al llegar a la proximidad del suelo, esta corriente se extiende y engendra un pseudofrente frío, que obstaculiza el paso del aire cálido y húmedo, lo rechaza hacia la zona ascendente y refuerza la convección.
parece posible un aumento de las precipitaciones de entre un diez y un veinte por ciento. Por desgracia los resultados obtenidos en Israel no se han podido reproducir en ninguna otra parte del mundo. La mayoría de los intentos de reducir las precipitaciones de granizo aprovecha la competencia que se da entre las partículas individuales mientras crecen. Se supone que la adición de núcleos glacígenos limita la cantidad de agua captada por cada bolita, lo que origina un mayor número de ellas, pero más pequeñas, por lo que caen con menos velocidad y se funden parcialmente antes de llegar al suelo. El Nationa l Hail Resea rch Expe riment puso a prueba la credibilidad de estos resultados en los años setenta, mediante un programa de investigaciones sobre el granizo en Colorado, Estados Unidos. Después de tres años de intensa actuación, el resultado de las siembras continúa siendo incierto. Las granizadas de Colorado provienen esencialmente de supercélulas: el granizo se forma en las alturas, delante de la zona de ascendencia. Una siembra de esta región sería eficaz a con-
dición de ser muy abundante; si fuese insuficiente, se corre el riesgo de aumentar las cantidades de granizo. Pero resulta que no se conoce ninguna técnica lo suficientemente precisa para evitar la dispersión de los núcleos glacígenos. Las siembras se suspendieron en 1975, pues el resultado global de la experiencia había sido más granizo y menos lluvia, temiéndose una disminución de las precipitaciones en estas regiones áridas. El impacto económico de la sequía sería mayor que el del granizo. Estos malos resultados se vieron confirmados por los de la experiencia Grossversuch, efectuada en Suiza entre 1977 y 1981. Después de estas vanas tentativas para modificar el tiempo, la comunidad científica se mantiene prudente. Está claro que se necesita una mejor comprensión de los mecanismos implicados y mayor refinamiento de los métodos de siembra. Nuevas técnicas de observación y de simulación nos ayudarán a hacer justicia a las nubes en la predicción de las precipitaciones, en el estudio del balance radiativo del planeta y en la comprensión de las evoluciones climáticas.
31
La aurora dinámica Syun-Ichi Akasofu Las interacciones entre el campo magnético de la Tierra y el viento solar crean un enorme generador que produce manifestaciones luminosas. Procesos similares dominan probablemente otros fenómenos astrofísicos
lgunos de los primeros obser- posibilidad de desarrollar un método Hones, Jr.; INVESTIGACIÓN Y CIENCIA , vadores de las auroras borea- de cálculo por ordenador para predecir mayo de 1986]. les imaginaron que estas la intensidad de la actividad auroral. A principios de los años sesenta se espectaculares manifestaciones del Las auroras intensas entorpecen las empezó a reconocer que el viento solar cielo ártico debíanse a la luz del Sol comunicaciones por radio y por saté- podía extender el campo magnético refractada por la atmósfera, como lite, así como las líneas de suministro coronal, llevándolo hasta los confines sucede con el arco iris. El movimiento eléctrico y algunos sistemas de defensa. del sistema solar. Esta extensión del del aire, especulaban, provocaba las Esta es la razón de que la capacidad de campo magnético del Sol se llama ondulaciones brillantes. Ahora sabe- predecir la intensidad auroral haya campo magnético interplanetario. mos que son luces emitidas a conse- adquirido una importancia creciente a James W. Dungey propuso que este cuencia del choque entre los electro- medida que la actividad humana se ha campo magnético podría unirse con nes procedentes del Sol y los áto mos y ido expandiendo hacia las regiones las líneas del campo geomagnético moléculas de la ionosfera. El movi- polares y el espacio. originadas en la región polar de la miento aparente de la cortina auroral Tierra. Tal fenómeno de reconexión no se debe a turbulencias atmosférimagnética, que es como se llama, se Un generador cas, sino a cambios en las condiciones desarrolla mejor cuando el campo electromagnéticas que impulsan las magnético del viento solar está orienen la magnetosfera partículas cargadas, lo mismo que el tado hacia el sur, es decir, se muestra l conocimiento de la generación de movimiento que se muestra en una antiparalelo al campo terrestre. pantalla de televisión es una ilusión las auroras llegó tras una revoluSe pensó que la reconexión tenía creada por cambios en el campo mag- ción en la explicación científica del que ser un proceso estable hasta que nético que dirige los electrones desde entorno magnético de la Tierra. Christopher T. Russell demostró lo el cañón catódico hasta la pantalla. Durante mucho tiempo se había contrario hace ya tiempo. En efecto, En el caso de la aurora, ¿qué es lo supuesto que el campo magnético se forman “paquetes” o “cuerdas” de que sirve de cátodo? ¿Dónde está el terrestre era esencialmente dipolar, líneas de campo que, andando el suministro de potencia? ¿Por qué esa como el de una barra magnética, cuyas tiempo, se separan de la magnetosfera potencia parece fluctuar de cuando en líneas de campo forman bucles desde y se dejan arrastrar hacia el interior cuando, haciendo que la aurora se el polo sur hasta el polo norte, que son de la cola magnética. Las inestabilidesplace a través del cielo polar? Hace simétricos respecto del eje geomagné- dades ocurren aun cuando el campo tiempo que se determinó que las emi- tico. Pero la Tierra no se mueve en el magnético interplanetario posea una siones aurorales ocurrían porque la vacío, sino que recibe constantemente orientación constante hacia el sur. La ionosfera sufría el bombardeo de haces el influjo del viento solar, un plasma verdad es que el campo magn ético de electrones generados en una inte- diluido de iones de hidrógeno, es decir, interplanetario cambia constanteracción compleja entre el viento solar de protones y de electrones que fluyen mente de intensidad y de dirección. y la envoltura magnética de la Tierra. desde la corona solar. Lou Chuang Lee aclaró estos procesos La naturaleza geomagnética de la El viento solar confina el campo mag- complejos mediante una simulación aurora puede verse claramente desde nético de la Tierra dentro de un volu- por ordenador. el espacio exterior. Una característica men que tiene forma de cometa: la mag A medida que las partículas del permanente de nuestro planeta son netosfera. Por el lado que mira hacia el viento solar fluyen por el contorno de sendos óvalos luminosos centrados en Sol, el viento comprime la magnetos- la magnetosfera (la magnetopausa), cada uno de los polos geomagnéticos. fera hasta unos diez radios terrestres atraviesan las líneas del campo magEl que rodea el polo norte es la aurora de distancia. En el lado contrario la nético reconectadas. Los iones y los boreal. Su contrapartida sureña es la magnetosfera queda confinada en una electrones, que tienen cargas eléctriaurora austral. estructura que tiene forma de cono cas opuestas, se desvían en direccioSe ha encontrado una relación numé- truncado, la cola del campo magnético, nes contrarias (según la familiar regla rica entre el viento solar y la genera- o cola magnética, que se extiende a más de la mano derecha), generando una ción de potencia que induce la aurora de mil radios terrestres. La magnetos- corriente eléctrica ( véase la figura y otras perturbaciones del campo fera está llena de plasmas tenues de 3). geomagnético. Y estamos empezando a distinta densidad y temperatura que se Este proceso es el mismo que genera conocer mejor la manera en que la acti- originan a partir del viento solar y de potencia por la vía magnetohidrodiná vidad del Sol afecta al viento solar. la ionosfera [véase “La cola del campo mica. La verdad es que la magnetoEste avance suscita la interesante magnético terrestre”, por Edward W. pausa entera constituye un generador
A
E
32
TEMAS 12
gigante que convierte la energía cinética de las partículas del viento solar en energía eléctrica, produciendo más de un millón de megawatt de potencia. A este mecanismo se le llama generador “viento solar-magnetosfera”, o generador auroral. El mecanismo generador lleva los iones positivos hacia el lado del amanecer del plano ecuatorial de la magnetopausa, creando un terminal positivo; los electrones son conducidos hacia el lado del anochecer, o te rminal negativo. En plasmas poco densos y penetrados por las líneas de campo magnético, tales como las que llenan la magnetosfera, los electrones recorren trayectorias similares a un sacacorchos, enroscándose alrededor de
las líneas de campo. El proceso por el del óvalo auroral, mientras que la cara cual se generan las “corrientes alinea- del anochecer de la magnetopausa se das con el campo” ha sido explicado en proyecta hacia la mitad del anochecer detalle por Akira Hasegawa y otros del óvalo. La cara del alba del óvalo se investigadores. Thomas A. Potemra y vuelve, entonces, eléctricamente posiTakesi Iijima han confirmado, entre tiva, y la cara del crepúsculo, eléctricaotros, la existencia de corrientes mente negativa. La caída de potencial mediante el uso de magnetómetros o diferencia de voltaje a través del óvalo es de unos cien kilovolt. instalados a bordo de satélites. Las corrientes alineadas se deben más a los electrones que a los protones, por ser aquéllos más móviles. En Corrientes alineadas con el campo la situación descrita las corrientes de electrones fluyen hacia abajo, hacia la as corrientes alineadas con el cam- mitad del crepúsculo del óvalo, y hacia po conectan la magnetopausa con arriba desde la mitad del amanecer. la ionosfera. La cara del amanecer de Como las auroras se producen cuando la magnetopausa se proyecta, por este los electrones chocan en la ionosfera, motivo, hacia la mitad del amanecer podría muy bien preguntarse: ¿por
L
1. EN EL CIELO DEL ATARDECER sobre Fairbanks, Alaska, aparece un “oleaje” que se dirige hacia el oeste a lo largo de una aurora activa. La luz blanquecina se debe a átomos de oxígeno. Las moléculas de nitrógeno ionizadas producen la luz rosa, cerca de la franja inferior de la cortina. A la izquierda se ve una imagen en falso color del óvalo auroral situado sobre el polo norte. La imagen fue tomada por el satélite Dinamics Explorer, desde una distancia de tres radios terrestres. Muestra emisiones de átomos de oxígeno en una longitud de onda de 130 nanómetros. El cuarto creciente brillante, a la izquierda, corresponde al lado diurno de la Tierra.
LA ATMÓSFERA
33
qué hay emisiones en la cara del ama- de menor energía y los iones se com- aurora es sorprendentemente activa necer del óvalo? En la ionosfera el binan con electrones libres. en el lado iluminado por el Sol, a óvalo es óptimo conductor y, por tanto, menudo más activa que en el oscuro. fluye corriente entre sus límites inteDesde el suelo, la aurora semeja una ¿Por qué en forma rior y exterior. La corriente cursa cortina de luz listada de rayos. La entonces hacia atrás, a lo largo de las de cortina? cortina comienza a una altura de líneas de campo magnético, produ varios cientos de kilómetros y termina ciendo una corriente secundaria que a más común de las emisiones a unos cien kilómetros sobre el suelo, apunta en la dirección opuesta a la de aurorales es una luz verde blan- donde la atmósfera se hace tan densa la primaria. Las corrientes secunda- quecina, con una longitud de onda de que detiene la mayoría de los electrorias de electrones producen emisiones 557,7 nanómetros, que emiten los áto- nes incidentes. La lámina, que tiene aurorales en el lado del amanecer. mos de oxígeno. La hermosa emisión menos de un kilómetro de grosor, se Las luces aurorales se generan rosa proviene de moléculas excitadas extiende lateralmente miles de kilócuando los haces de electrones que se de nitrógeno. Varios átomos y molécu- metros. ¿Cómo explicar este fenóacercan chocan enérgicamente con la las comunes producen emisiones auro- meno? No deja de llamar la atención ionosfera, excitando o ionizando áto- rales en el ultravioleta extremo, el que las corrientes de electrones alimos y rompiendo moléculas para crear ultravioleta y longitudes de onda in- neadas con el campo sean capaces de otros átomos excitados. Los átomos frarrojas, pero éstas no pueden obser- alcanzar la baja ionosfera. Como excitados y ionizados emiten radia- varse desde desde tierra tierra porque porque son son absorbiabsorbi- sucede en el caso de otras partículas ción en un amplio rango espectral das por la atmósfera interpuesta. cargadas de los cinturones de radia(desde el ultravioleta lejano al inLas imágenes de emisiones en el ción de Van Allen, la pendiente del frarrojo), a medida que los electrones ultravioleta extremo tomadas por el movimiento helicoidal de los electroexcitados van cayendo hacia estados satélite sueco Viking muestran que la nes tiende a incrementarse a medida
L
2. LLAMAMOS VIENTO SOLAR a un plasma difuso de protones y electrones que fluye desde el Sol y confina el campo magnético terrestre en una cavidad en forma de cometa: la magnetosfera. El viento comprime la magnetosfera por el lado diurno hasta una distancia de unos diez radios terrestres. Por el lado nocturno arrastra el campo magnético de la Tierra dándole una forma alargada, la cola mag-
34
nética, que se extiende hasta más allá de mil radios terrestres. El limite de la cola se llama magnetopausa. El viento solar tiene un campo magnético (rojo), que, cuando se dirige hacia el sur, como se muestra aquí, puede “reconectarse” eficazmente con el campo magnético terrestre ( azul). Las partículas del viento solar fluyen hacia el interior de la magnetosfera por las líneas de campo reconec-
TEMAS 12
que éstos se van acercando a la Tierra rrada aparece diferenciada en niveles gún instrumento. La forma plana de (donde el campo es más fuerte). Este positiva y negativamente cargados, la estructura potencial es la que causa movimiento se vuelve completamente entre los que hay un fuerte campo la apariencia de cortina de las aurocircular a bastante altura por encima eléctrico (véase la figura 4 ). Hannes ras. de la ionosfera, zona en la que los Alfvén sugirió ya la presencia de esa Los rayos emitidos a través de la electrones se reflejan hacia arriba. “doble capa” sobre la aurora. cortina auroral son, en realidad, una Pero las auroras dan fe de la capacidad Se sabe que, en la superficie del serie de vórtices que se crean cuando que tienen los electrones para aden- electrodo de una luz de neón, se forma los campos eléctricos antiparalelos trarse profundamente en la ionos- una estructura parecida a una doble (asociados con la estructura potencial fera. capa, pero la naturaleza exacta de la auroral), situados a lo largo de la El proceso parece empezar cuando que se produce en la alta atmósfera de superficie de la cortina, hacen que los los electrones de las corrientes ali- la Tierra es, hasta el momento, objeto electrones fluyan en direcciones neadas con el campo forman haces de controversia. Los electrones pare- opuestas, exactamente igual que se delgados, como láminas. Sin que sepa- cen acelerarse hacia abajo, debido al forman remolinos en el límite de las mos todavía cómo, cuando se bombea campo eléctrico que acompaña a la corrientes de agua que cursan en dentro de la magnetosfera suficiente doble capa. Los electrones adquieren direcciones contrarias. potencia y cuando los haces laminados algunos miles de electronvolt de enerSe han captado imágenes de tales alcanzan una intensidad suficiente- gía, al tiempo que alcanzan la parte vórtice vórt icess con cáma ras de tele visi ón mente alta, se desarrolla a su alrede- baja de la estructura potencial auro- muy sensibles apuntadas hacia arriba, dor un campo eléctrico peculiar, lla- ral, energía suficiente para penetrar hacia la parte inferior de la co rtina; y mado “estructura potencial auroral”, hasta una altitud en la que la atmós- en modelos de ordenador de formación a una altitud de entre 10.000 y 20.000 fera, bastante densa, deja visibles las de vórtices se generan estructuras kilómetros. La región en ella ence- emisiones aurorales sin ayuda de nin- muy parecidas.
tadas. Las líneas de campo del lóbulo norte de la cola magnética apuntan hacia la Tierra; las del lóbulo sur apuntan en dirección opuesta. La reconexión de las líneas de campo en la cola puede impulsar hacia fuera masas de plasma.
LA ATMÓSFERA
3. A MEDIDA QUE EL PLASMA del viento solar flu ye a través de las líneas de campo magnético de la magnetopausa, los protones se desvían hacia el lado diurno de la cola magnética y los electrones, hacia el nocturno. La mayor parte de la corriente eléctrica fluye entre las dos regiones atravesando la cola, aunque cierta parte lo hace a lo largo de las líneas de campo magnético, hacia y desde un vasto óvalo situado en la ionosfera. Los electrones transportan esta corriente alineada con el campo, excitando las emisiones aurorales.
35
4. ALINEADOS CON EL CAMPO, los electrones trazan un camino helicoidal alrededor de las líneas del campo magnético. Conforme descienden hacia la ionosfera, aumenta la pendiente de sus trayectorias, hasta que se reflejan hacia arriba (esquema de la izquierda). En ciertas situaciones (esquema de la derecha), aparece alrededor de las líneas de campo magnético un campo eléctrico peculiar: la estructura potencial auroral. Los electrones acelerados en la dirección de la corriente por la estructura potencial podrían adentrarse en la ionosfera. La estructura potencial es muy delgada de norte a sur, pero se extiende de este a oeste a lo largo de miles de kilómetros, confiriendo a la aurora su forma característica de cortina.
La energía de los electrones de las auroras, en relación con la distribución espacial de la estructura potencial, se ha estudiado exhaustivamente con instrumentos colocados a bordo de cohetes y de satélites. Lo han hecho Louis A. Frank, James L. Burch, Patricia H. Reiff y Bengt Hultqvist y sus colaboradores. Los investigadores de la empresa Lockheed Missiles and Space han confirmado que la estructura potencial auroral acelera también los iones posi-
emisiones no interfieren con las emisoras de radio terrestres porque la ionosfera las refleja hacia el espacio, del mismo modo que refleja hacia la Tierra las emisiones provenientes del suelo. La existencia de la estructura potencial auroral debería revestir gran interés para los astrofísicos y los físicos solares, así como para quienes estudien las auroras, pues se sigue cretivos hacia arriba; estos iones constitu- yendo todavía que no se puede manteyen, a veces, parte importante del ner un campo eléctrico significativo a plasma magnetosférico. lo largo de las líneas de campo magnéLas interacciones de partículas y tico de un plasma rarificado y, por ondas electromagnéticas electromagnética s en un plasma tanto, las partículas cargadas no puetienen lugar también en la estructura den acelerarse de ese modo. La obserpotencial auroral, generando intensas vación de este campo en conexión con ondas de radio. Donald A. Gurnett hizo las auroras puede encontrar amplia ver que estas emisiones eran tan inten- aplicación en diversas condiciones sas que una inteligencia extraterrestre astrofísicas, tales como las de la las detectaría mucho antes de poder Nebulosa del Cangrejo, porque tiene alcanzar visualmente la Tierra. Estas una densidad y una energía del plasma similares a las de la magnetosfera.
Chorros eléctricos y subtormentas
L
a mayor inyección de energía del generador auroral en la ionosfera se produce gracias a un par de corrientes eléctricas, llamadas chorros 5. ATOMOS Y MOLECULAS de las zonas inferiores de la ionosfera. Emiten radiación cuando son golpeados por electrones acelerados por la estructura potencial auroral. Los electrones decelerados por las colisiones emiten rayos X de frenado (radiación bremsstrahlung). Las colisiones fraccionan las moléculas y forman átomos excitados, que emiten radiación conforme van cayendo hacia estados de menor energía. Los electrones así liberados golpean y excitan a otros átomos, que también emiten radiación. Los electrones también ionizan los átomos; y éstos, a su vez, emiten radiación al recombinarse con otros electrones.
36
TEMAS 12
6. LAS CORRIENTES ALINEADAS con el campo inducen, a través del óvalo auroral, campos eléctricos que son perpendiculares al campo geomagnético. En tal situación, los electrones y protones se mueven en la misma dirección, hecho que se conoce como corrimiento E-B. El corrimiento sobre el casquete polar se produce en dirección opuesta al que va a lo largo del óvalo, puesto que los campos eléctricos apuntan en direcciones opuestas. (Las partículas siguen caminos espirales porque la llamada fuerza de Lorentz las obliga a moverse en círculos alrededor de las líneas de campo magnético.) En las zonas superiores de la ionosfera, electrones y protones avanzan a la misma velocidad y no hay corriente neta. En las inferiores, los protones sufren muchas colisiones y terminan moviéndose en la dirección del campo eléctrico en vez de hacerlo según el corrimiento E-B. En virtud de todo ello se origina una corriente neta de electrones, produciéndose chorros eléctricos.
eléctricos, dirigidas hacia el este y hacia el oeste. Estas corrientes, que se mueven a lo largo del óvalo auroral en la parte inferior de la ionosfera, pro vocan un intenso calentamiento que contribuye a la generación de vientos a gran escala en la parte superior de la atmósfera polar. ¿Cómo surgen los chorros eléctricos? No olvidemos que las corrientes alineadas con el campo fluyen entre los bordes exterior e interior del óvalo. Las corrientes se deben a un campo eléctrico que es paralelo a la superficie de la Tierra y, por tanto, perpendicular al campo magnético terrestre en los polos (véase la figura 6 ). En presencia de estos campos perpendiculares entre sí, las partículas cargadas sufren un corrimiento E-B (donde E simboliza el campo eléctrico y B, el campo magnético); en virtud de ese efecto, las partículas positivas y negativas derivan en la misma dirección, desde el lado nocturno hacia el diurno. En la parte superior de la ionosfera, las partículas que sufren este corri-
miento viajan a la misma velocidad y, por tanto, no dan una corriente neta, pero imparten momento a las partículas neutras, contribuyendo además a la generación del viento. En las zonas inferiores de la ionosfera, sin embargo, los protones chocan muy frecuentemente con partículas neutras y escapan al corrimiento E-B. El resultado es que a lo largo del óvalo auroral no fluyan más que los electrones. Se da, pues, una corriente de electrones neta que apunta hacia el este en el sector
de la tarde y hacia el oeste en el de la mañana. Durante el Año Geofísico Internacional de 1957 a 1958 se realizaron observaciones, con cámaras, del cielo entero, que revelaron una peculiaridad sistemática de la actividad auroral sobre la región polar, desconocida hasta el momento: la “subtormenta auroral”. La primera indicación de una subtormenta es la súbita intensificación del brillo de la cortina auroral desde el atardecer hasta medianoche.
7. CORRIENTES IONOSFERICAS registradas el día 18 de marzo de 1978, durante una subtormenta (derecha ), mucho mayores que las registradas justo una hora antes (izquierda). La actividad se muestra desde encima del polo norte magnético, con la cara diurna arriba y la nocturna abajo. Las flechas apuntan en la dirección de las corrientes y su longitud indica la fuerza de la corriente. Durante la subtormenta, se observó un chorro eléctrico dirigido hacia el oeste en el sector oscuro y un chorro eléctrico dirigido hacia el este, en el sector de la tarde. La cantidad de calor generada por la actividad eléctrica se señala en rojo.
LA ATMÓSFERA
37
Este brillo se extiende rápidamente a lo largo de la cortina, en ambas direcciones, de modo que, en cosa de minutos, la sección entera de la cortina del hemisferio oscuro se torna brillante. Esa cortina luminosa comienza a moverse hacia el polo en el sector de la medianoche, a una velocidad de varios cientos de metros por segundo. Allí se genera simultáneamente una gran estructura combada. Aparecen movimientos ondulantes cerca del límite oeste de la comba y se propagan hacia el oeste con una velocidad de un kilómetro por segundo. A medio camino alrededor del polo, en el sector de la mañana, las cortinas aurorales se desintegran en muchos “trozos”. El movimiento hacia los polos en el sector nocturno dura de treinta minutos a una hora. Después de que este avance hacia el polo alcance su latitud más alta, la actividad auro ral comienza a calmarse. La subtor-
menta dura generalmente entre una y tres horas. La subtormenta auroral constituye una manifestación de las subtormentas magnetosféricas; de éstas se producen unas cuatro o cinco al día. Otras manifestaciones incluyen chorros eléctricos muy intensos que, a su vez, causan fuertes perturbaciones geomagnéticas: las subtormentas magnéticas polares. El día 18 de marzo de 1978 se registró en detalle una de estas tormentas, en un proyecto internacional en el que se utilizó un equipo de más de setenta magnetómetros en la región ártica, instalados a lo largo de seis “línea s” que partían radialmente desde el polo norte magnético. Potentes programas de ordenador permitieron que Yosuke Kamide y Yasha I. Feldstein reconstruyeran la distribución de la corriente eléctrica a partir de los registros magnéticos. Calcularon también el ritmo
8. DETALLE DEL OVALO AURORAL, en esta vista tomada desde encima del polo norte geográfico. Una aurora difusa arrastra un cinturón liso desde el sector de la tarde al de la medianoche. Tiene una luminosidad moderadamente uniforme en el sector de la tarde y puede cubrir todo el campo visual de un observador terrestre. Por el lado orientado hacia el polo de la aurora difusa, se distribuyen auroras discretas en forma de cortina. A la altura de una subtormenta, hacia la medianoche, avanzan hacia el polo formas brillantes, como se muestra aquí. Hacia el sector de la mañana, la porción difusa parece desintegrarse en estructuras en forma de cortina y en trozos situados en el perímetro exterior del óvalo.
38
de producción de calor asociado a estas corrientes ionosféricas.
Dinámica de las subtormentas
M
uchos investigadores, entre los que se cuentan Robert McPherron y Daniel Baker, consideran que las subtormentas vienen inducidas por procesos que se desarrollan en el interior de la cola magnética. El proceso generador impulsa dos corrientes en forma de bucle que fluyen en direcciones opuestas alrededor de los lóbulos norte y sur de la cola magnética. Las corrientes que circulan inducen campos magnéticos antiparalelos por la longitud entera de la cola. Se acepta que tales campos antiparalelos podrían reconectarse espontánea y explosivamente, liberando la energía necesaria para provocar las subtormentas. Cada vez parece más claro, sin embargo, que el apogeo y la caída de la potencia obtenida a partir del proceso generador controla, en parte, el aumento y la desintegración de las subtormentas magnetosféricas. Yo empecé a tratar de relacionar la potencia del generador con distintas características del viento solar a principios de los años setenta, con ayuda de mi alumno Paul Perreault. Supusimos que la cuantía real de la energía total disipada en la magnetosfera interior era igual al ritmo de potencia inyectada en la magnetosfera por el viento solar. Nos ocupamos entonces de averiguar si las fluctuaciones de la energía disipada estaban correlacionadas con cambios de ciertas características del viento solar que se habían medido a través de los satélites. Determinamos que la potencia era proporcional al producto de la velocidad del viento solar por el cuadrado de la intensidad de su campo magnético y por la cuarta potencia del seno de la mitad del ángulo polar (medido desde el polo norte) según el cual este campo incide en el campo magnético terrestre. En otras palabras, la potencia es cero cuando el campo magnético del viento solar apunta hacia el norte, porque entonces el ángulo polar es de cero grados y, por tanto, su seno vale cero. Recíprocamente, la potencia presenta un máximo cuando el campo magnético apunta hacia el sur (manteniéndose iguales las restantes circunstancias), porque entonces el ángulo polar es de 180 grados y la función seno alcanza su máximo valor. Mikhail Pudovkin y otros investigadores han deducido por vía teórica la
TEMAS 12
misma fórmula, suponiendo que la magnetosfera se comporte como un generador magnetohidrodinámico. Reiff y sus colegas han demostrado que las variaciones medidas en la caída de potencial a través del casco polar (el voltaje producido por el generador auroral) guardan estrecha relación con la potencia calculada a partir de nuestra ecuación. Es más, todo incremento de la potencia superior a 10.000 megawatt se asocia no sólo con un incremento de la caída de potencial, sino también con una intensificación de las subtormentas aurorales. Encontramos que el óvalo auroral se estrecha y se ensancha, dependiendo de la cantidad de potencia suministrada por el generador auroral, la cual es, a su vez, función de la componente norte-sur del campo magnético interplanetario. Tales observaciones indican que las subtormentas ocurren mucho más a menudo cuando el vector campo magnético del viento solar se vuelve hacia el sur, prueba sólida de que las subtormentas dependen estrechamente del viento solar, más que de sucesos espontáneos que acontezcan en el interior de la magnetosfera.
Cuestiones pendientes
T
odavía no comprendemos bien el desencadenamiento de las subtormentas. Un incremento de la potencia del generador no explica por sí solo la súbita iluminación de la cortina auroral. Joseph R. Kan afirma que el brillo se produce porque las corrientes alineadas con el campo son amplificadas por efectos originados en la ionosfera cuando se acentúa el corrimiento E-B por culpa de una fluctuación en la potencia del generador. Pero ¿qué ocurriría si, en vez de apuntar hacia el sur, el campo magnético fuese mayor y apuntase hacia el norte durante un período dilatado? A medida que la potencia del generador auroral va remitiendo, la aurora se vuelve opaca y los chorros eléctricos se debilitan. En tales condiciones se produce un fenómeno auroral inesperado. Varias cortinas aurorales se extienden a través del casco polar en una dirección paralela al meridiano mediodíamedianoche; auroras divididas en trozos, apenas visibles, se desplazan a través del casco polar en la misma dirección. Estas auroras no pueden explicarse sólo en función de la potencia decreciente del generador y trascienden el ámbito de este artículo. El modelo del generador auroral de potencia que he venido describiendo
LA ATMÓSFERA
9. CUANDO EL VECTOR DE CAMPO MAGNETICO del viento solar apunta hacia el norte, el óvalo auroral es pequeño y está lleno, en su mayor parte, por un resplandor apenas visible (a). A medida que el campo se vuelve hacia el sur, el óvalo se ilumina y se expande rápidamente; el débil resplandor desaparece excepto a lo largo de un estrecho cinturón del interior del óvalo (b). Aproximadamente una hora más tarde, comienza una subtormenta y avanzan cortinas brillantes hacia el polo. La subtormenta alcanza su máximo al cabo de una o dos horas (c). Después de que el campo apunte de nuevo hacia el norte, la aurora se vuelve opaca y las cortinas paralelas al meridiano mediodía-medianoche aparecen a través del casco polar (d). Cuando el vector de campo ha tenido una gran componente hacia el norte durante bastantes horas, el borde del óvalo puede disiparse, dejando un resplandor sobre toda la región polar (e).
concierne a la reconexión magnética guraciones solares y la eyección masiva en la cara de la magnetosfera que mira de gases coronales, que generan ondas al Sol. Se espera que haya también de choque que se propagan con el viento reconexión en la cola magnética, en un solar. Detrás mismo del frente de onda, proceso inducido por el generador y el viento solar alcanza una velocidad de regulado en parte por él. Contamos 500 a 1000 kilómetros por segundo; al con las pruebas aportadas por James estar comprimido el campo magnético, A. Slavin y Bruce T. Tsurutani en el aumenta su magnitud. A medida que la sentido de que la velocidad del flujo de onda de choque tropieza con la magneplasma lejos de la Tierra, a una dis- tosfera, la potencia del generador puede tancia de unos 200 radios terrestres subir hasta diez millones de megawatt en la dirección de la corriente, está o más, con tal de que el campo magnérelacionada con la intensidad de los tico esté dirigido hacia el sur. Esta situación puede producir una chorros eléctricos aurorales. Se cree que el flujo en la dirección de la tormenta geomagnética, durante la corriente viene impulsado por la ener- cual el óvalo auroral se expande anorgía liberada por la reconexión magné- malmente. Conforme se extiende hacia tica de la cola. el sur, puede desaparecer del cielo de A medida que la aurora se ilumina, Alaska y aparecer en la latitud de la las láminas de plasma de la cola mag- frontera entre los Estados Unidos y nética se vuelven primero muy delga- Canadá, o incluso más abajo. La emidas y, poco después, originan acti- sión roja producida por átomos de vid ade s muy div ers as en la col a oxígeno (a una longitud de onda de magnética. Se espera que estos fenó- 630 nanómetros) se acentúa notablemenos estén relacionados con la diná- mente en estas auroras, quizá porque mica de la aurora durante las subtor- la mayor potencia excita térmicamente mentas. El Proyecto Internacional de los átomos de oxígeno hacia estados de Física Solar y Terrestre, empeño en el mayor energía. Las corrientes intensique intervienen muchos satélites, ficadas en los cinturones de Van Allen habrá de responder a esas cuestiones. crean al mismo tiempo grandes campos magnéticos, incluso en latitudes más bajas y sobre el suelo. Más allá de las auroras Ultimamente se ha estado tratando de entender el efecto producido por las a potencia del generador auroral ondas de choque solares en la magneestá controlada, en último término, tosfera. Una fulguración en el centro por la actividad del Sol, sobre todo por del disco solar podría generar una fenómenos pasajeros tales como las ful- onda de choque que se propagaría
L
39
hacia la Tierra por la línea Sol-Tierra. El frente de onda chocaría entonces casi frontalmente con la “nariz” de la magnetosfera; el campo magnético interplanetario sufriría una gran compresión y crecería su magnitud, lo que, a su vez, elevaría notablemente la potencia del generador auroral. Si la fulguración se produjera cerca del borde del disco solar, su onda de choque se propagaría en una dirección perpendicular a la línea Sol-Tierra y, por tanto, podría desviarse de la “nariz” de la magnetosfera, no produciendo más que una compresión insignificante, circunstancia en la que ni siquiera una fulguración intensa lograría causar una manifestación auroral reseñable. Otro fenómeno solar que afe cta a la actividad auroral son los “agujeros”, o regiones libres de manchas, de la corona. Los tales agujeros generan torrentes de viento solar muy veloces. Muestran particular desarrollo en la época de decadencia del ciclo de manchas. A menudo aparecen simultáneamente dos grandes agujeros, uno hacia el polo norte solar y el otro diametralmente opuesto, hacia el polo sur. Cada uno expele viento solar en un amplio chorro. Como el Sol rota con un período de unos veintisiete días con respecto a la Tierra, existe un efecto de aspersión en la rotación: un chorro llega a la Tierra y es seguido, dos semanas más tarde, por el otro. La Tierra se halla inmersa más o menos durante una
semana en cada chorro, tiempo durante el que la potencia del generador es grande y variable. Los agujeros coronales tienden a durar muchos meses; así, en la época de decadencia de un ciclo de manchas, habrá dos intervalos de una semana de actividad auroral cada veintisiete días durante muchos meses. El viento solar parece expulsarse a mayor velocidad desde las latitudes más altas del agujero coronal; ésta puede ser la razón por la cual la actividad auroral se intensifica alrededor de los meses equinocciales de primavera y otoño, cuando la Tierra está en las latitudes heliográficas superiores. La clave para entender ciertos sucesos solares puede yacer en las propias auroras. Lo mismo que ellas, las fulguraciones solares se deben a emisiones atmosféricas de átomos excitados, aparecen brillantes en forma de cortina y son, sin duda, manifestaciones de procesos similares. Durante mucho tiempo se ha sospechado que la energía de las fulguraciones procede de la reconexión magnética del campo magnético del Sol. La teoría requiere la existencia de los “campos libres de fuerza”, que son idénticos a las corrientes alineadas con el campo de la magnetosfera terrestre. Es, por tanto, esencial encontrar un mecanismo generador que pueda proporcionar la potencia eléctrica para los campos libres de fuerzas y las fulguraciones solares. Quizá sean los movimientos gaseosos
producidos en la superficie visible del Sol, que se parece a la ionosfera terrestre, los que generen la potencia necesaria. Es de esperar que el estudio de las auroras contribuya a la comprensión de múltiples fenómenos astrofísicos. Después de todo, los plasmas rarificados e impregnados de campos magnéticos son consustanciales a la mayoría de los objetos astronómicos; la interacción entre los flujos de plasma magnetizado y la atmósfera de tales cuerpos celestes magnetizados (estrellas, planetas y cometas) pudiera resultar quizá un fenómeno bastante común, pero únicamente la aurora ofrece un laboratorio accesible para que los investigadores sometan a prueba y confirmen sus teorías por medio de la observación directa.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA SOLAR -TERRESTRIAL PHYSICS . Syun-Ichi Akasofu y Sydney Chapman. Oxford University Press, 1972. AURORA . A. Vallance Jones. D. Reidel Publishing Co., 1974. MAJESTIC LIGHTS. Robert H. Eather. American Geophysical Union, 1980. THE NORTHERN LIGHTS: FROM MYTHOLO-
. Asgeir Brekke y Alf Egeland. Springer-Verlag, 1983. THE S OLAR WIND AND THE E ARTH. SyunIchi Akasofu y Yosuke Kamide. D. Reidel Publishing Co., 1987. GY TO S PACE R ESEARCH
Rayos bola. Solución del enigma Antonio F. Rañada
D
esde muy antiguo se oyen relatos sobre bolas de fuego aparecidas en tormentas. Quienes las han visto las describen como esferas fulgurantes y espectaculares, casi siempre de color rojo intenso o blanco brillante, a veces verde o azul. Aunque suelen estar asociadas a los rayos normales, los llamados rayos en bola o rayos bola son muy distintos: se mueven casi siempre de modo lento y majestuoso, predominantemente en horizontal y duran varios segundos, hasta treinta o incluso más de un minuto. Los hay que terminan en una explosión, pero muchos se apagan de modo suave. Su tamaño típico es de 25-30 cm de diámetro, aunque se han descrito de hasta 10 m y más. El fenómeno ha intrigado a los científicos, que no acaban de hallar una explicación. Dos buenas razones justi-
40
fican esa tenaz resistencia. Sin duda no es cosa simple; muy probablemente se trata de una configuración de casi equilibrio de un gas ionizado en interacción con un campo electromagnético. Además, es muy raro e imprevisible —se estima que se produce uno por cada más de mil rayos normales—, y por eso es tan difícil su estudio experimental: no se puede tener preparado un laboratorio en el lugar y tiempo adecuados. Por otra parte, los intentos de provocarlo en un laboratorio han fracasado, excepto algunas bolas producidas por combustión de aerosoles y otras con microondas por dos japoneses, que no está claro sean la misma cosa. Los testigos no suelen tener formación científica y sus relatos son confusos y contradictorios. Algunos dicen que es frío y que lo han tocado sin quemarse, pero los hay que
TEMAS 12
a
electromagnéticos, es decir, por configuraciones del campo electromagnético tales que dos líneas magnéticas (o eléctricas) cualesquiera están enlazadas. Se dice de ellas que tienen helicidad porque las líneas de fuerza se enrollan unas alrededor de las otras. Cada nudo viene caracterizado por dos números enteros, n y m, que indican el grado de los enlaces magnético y eléctrico, b respectivamente. Se trata de soluciones de las ecuaciones de Maxwell estudiadas por A. F. R. en 1990. Michael Berry sugirió en n=1 1995 la posibilidad de construir con ellos un modelo de rayo bola. Los rayos normales ionizan aire a su c alrededor. En la versión más simple del b modelo, si se forma una bola con un nudo a c magnético (o sea sin campo eléctrico, por simplicidad) y número de enlace n, y la temperatura es suficiente para poder prescindir de los efectos resistivos, entonces se conn=2 servan los enlaces (no hay reconexión de n=0 líneas), lo que impide la expansión explosiva que cabría esperar. En la aproximación 1. Representación esquemática de líneas de fuerza, en los casos sin enlace magnetohidrodinámica hay entonces solu(n = 0) y con enlaces n = 1 y n = 2 ciones con las líneas de velocidad del plasma igual de enlazadas que las magnéticas, han sufrido quemaduras y otros han visto cómo producían resultando que una estructura tan enredada es mucho incendios. Hay informes de que entran en las habitaciones más estable que una que no lo esté. Suponiendo que una a través de las ventanas cerradas sin dejar rastro en ellas, bola radia según la ley de Stefan (o radiación de cuerpo otros de que se mueven contra el viento. Mientras que la negro), el cálculo muestra que su expansión es lenta, mieninmensa mayoría se han visto durante una tormenta, los tras que la temperatura decrece como la inversa de su hay también observados en tiempo claro. No es de extra- radio al cuadrado. Además el tiempo característico es proñar que muchos hayan opinado que no son más que ilu- porcional a n2 + 1. En otras palabras, que crece cuadrátisiones ópticas; pero las más abundantes observaciones camente con el número de enlace, de modo que la bola recientes hacen que su existencia esté fuera de toda duda. dura más cuanto más enlazada está. El enlace proporciona Sin embargo, ninguna de las más de una docena de teorías algo así como una presión que alarga la vida de la bola. propuestas es aceptada como buena (basadas en muy Si por ejemplo n = 10, el factor de amplificación temporal variados efectos: microondas, reacciones químicas o es 101. nucleares, combustión de aerosoles, meteoritos de antiCabe mencionar que si se inyecta helicidad en un reacmateria, nuevos estados de la materia, etcétera). Se con- tor de fusión tokamak, introduciendo en él lo que se llama sidera como el último fenómeno natural que no tiene un esferomak, es decir, una esfera de plasma con helicidad, todavía explicación científica. se consigue sostener el plasma durante más tiempo. O sea, El problema está en explicar cómo es posible que su que quizás ocurran cosas parecidas en los rayos bola y en movimiento sea casi siempre horizontal. Pues su gran bri- los plasmas de fusión. Una de ellas puede ser que una llo parece indicar que, sea lo que sea, está muy caliente y botella magnética con enlace es mucho más eficaz para debería expandirse y enfriarse muy deprisa; los cálculos confinar un plasma que otra no enlazada. predicen que el proceso sólo debe durar centésimas de segundo o poco más. Además, al disminuir su densidad la T(t) / T(0) bola debería ascender. O sea, que lo esperable sería ver 1 bolas explotando hacia arriba en una fracción de segundo (por esta razón Faraday creía que eran meras ilusiones ópticas). Debe haber, pues, alguna fuente de fuerza cen- 0,8 trípeta o de presión capaz de mantener la bola apretada durante un largo tiempo. Pero, como no se encuentra, hay científicos partidarios de que es más bien un objeto frío, 0,6 apoyándose en algunos relatos de testigos. Ante tanta dificultad, hay quien opina que bajo el mismo nombre se 0,4 agrupan fenómenos distintos no explicables por un solo modelo a la vez. La cuestión no carece de importancia. Si la cosa está 0,2 caliente, la naturaleza habría resuelto un problema de confinamiento —cómo mantener muy caliente a un t plasma—, análogo al que frena el desarrollo de la energía 0 20 40 60 80 100 por fusión. Necesitaríamos conocerlo. En una carta publicada recientemente en la revista 2. Evolución de la temperatura de una bola para n = 0, 2, 4, Nature, propuse con J. L. Trueba una solución al enigma: 10 ( de menor a mayor grosor de línea). Se aprecia que las las bolas pueden ser esferas de plasma sujetas por nudos bolas más enlazadas se enfrían más despacio.
LA ATMÓSFERA
41
Electrificación en las tormentas Earle R. Williams El rayo es una forma de electricidad, como se sabe desde hace varios siglos, pero siguen debatiéndose los procesos microfísicos responsables de la formación de cargas en las nubes.
E
l relámpago es, de los fenómeComo veremos, la respuesta que mecanismo físico subyacente a tales nos naturales, uno de los más puede darse a esta pregunta no es más voltajes y potencias. La historia nos espectaculares y comunes. En que parcial. Los objetos corrientes, recuerda que las investigaciones se los dos siglos transcurridos desde que como una taza de café o un teléfono, han centrado en la estructura elécBenjamin Franklin demostrase que poseen igual número de cargas positi- trica de las nubes. era una descarga eléctrica gigantesca, vas y negativas, que además están relámpagos, rayos y tormentas han repartidas uniformemente, razón por sido objeto de numerosas investigacio- la que se les califica de eléctricamente nes científicas. Pese a la avalancha de neutros, o sin carga. Pero hay muchos nuevos equipos y técnicas de trabajo, procesos microfísicos que pueden los orígenes exactos del relámpago, hacer que las cargas se separen, situadel rayo y de los mecanismos que elec- ción en la que, aunque el objeto siga trifican las nubes no se muestran por siendo neutro en su integridad, deterello menos esquivos. minada zona poseerá más cargas posiLa dificultad reside en la propia tivas, o negativas, que la otra. Se dice física de estos fenómenos, cuya escala entonces que el objeto está cargado o abarca 15 órdenes de magnitud. En electrificado. La separación de cargas un extremo están los procesos atómi- se mide en volt; cuanto mayor sea, cos que inician la electrificación de la mayor es el voltaje. Cuando paseamos nube tormentosa, cuyas dimensiones por una habitación, ésta, tomada en son del orden de 10 –13 kilómetros; en su conjunto, permanece neutra, pero el otro, el movimiento del aire de la hay veces que la acción de nuestros nube tormentosa entera, que completa zapatos electrifica la alfombra con el proceso de carga y abarca decenas una polaridad, mientras que nosotros o centenares de kilómetros. Todos y los zapatos adquirimos la opuesta, ellos incluyen importantes procesos lo que puede originar diferencias de físicos desconocidos. potencial de unos 100.000 volt entre El propio Franklin, tal vez sin puntos muy poco alejados, como se saberlo, acotó una de las dificultades torna evidente al asir el pomo de la básicas. En 1752 observó que “las puerta. nubes de una turbonada tormentosa Los rayos típicos se producen con se hallan, por lo común, en un estado diferencias de potencial de varios negativo de electrificación, pero algu- cientos de millones de volt, transfinas veces se encuentran en estado riendo al suelo cargas superiores a positivo”. No hace mucho que se ha diez coulomb, que es la carga transdespejado la duda de si esto era el portada por unos 10 20 electrones. El resultado de observaciones incorrec- paso de una carga de un coulomb en tas o se trataba de un fenómeno real. un segundo constituye, por definición, Desde que Franklin escribiera esas la intensidad de corriente eléctrica de palabras se ha aceptado, empero, que un ampère. Un rayo porta, pues, una el relámpago es el paso de carga eléc- corriente de mucho más de diez trica, positiva o negativa, de unas ampère, ya que su duración es muy regiones de las nubes a otras, mien- inferior a un segundo. Las nubes tortras que el rayo es el tránsito equiva- mentosas de tamaño modesto produlente entre las nubes y la tierra. Para cen unos cuantos rayos por minuto y que ocurra esa transferencia de car- una potencia de algunos cientos de gas la nube tiene que hallarse electri- megawatt, es decir, la de una central ficada, es decir, las cargas eléctricas nuclear pequeña. La principal tarea positivas deben estar separadas de las de los físicos dedicados al estudio de 1. DESCARGA DE UN RAYO sobre la ciunegativas. ¿Cómo se produce tal sepa- las tormentas consiste en descubrir la dad norteamericana de Seattle, el 31 de ración? distribución correcta de cargas y el julio de 1984, durante una tormenta de
42
TEMAS 12
Tras la observación de Franklin, agua grandes se apartan del chorro, resultaba natural admitir que la dis- cayendo rápidamente, mientras que tribución de cargas en una nube tor- la neblina de pequeñas gotitas permamentosa obedeciese al esquema más nece suspendida en el aire y e s arrassencillo imaginable: cargas positivas trada por el viento. La hipótesis de la en determinada parte de la nube y precipitación supone que las gotas de cargas negativas en otra. Se trata de lluvia tormentosas, el pedrisco y el una estructura de dipolo. Se han invo- granizo (bolitas de hielo cuyo tamaño cado dos modelos muy diferentes para va desde algunos milímetros hasta explicar esta estructura dipolar: el de varios centímetros de diámetro) desla precipitación y el de la convección. cienden por el aire debido a la gravedad, dejando atrás suspendidos los cristales de hielo y las gotas de agua Precipitación frente de menor tamaño. Las colisiones entre las partículas precipitadas y las susa convección pendidas cargan negativamente, al a hipótesis de la precipitación fue parecer, a las primeras (de la misma propuesta por los físicos alema- manera que las cargas pasan de la nes Julius Elster y Hans F. Geitel en alfombra a los zapatos); para que se 1885. Se basa en un fenómeno que se conserve la carga total, la neblina observa en el funcionamiento de cual- tiene que cargarse positivamente. Si quier aspersor de jardín: las gotas de las partículas que precipitan tienen
L
extraordinaria intensidad. Propio del rayo es cortocircuitar una diferencia de potencial de varios cientos de millones de volt; el meteoro transporta la carga de unos 1020 electrones en una frac-
LA ATMÓSFERA
carga negativa, la parte inferior de la nube irá acumulando carga negativa, mientras que la superior la recibirá positiva ( véase la figura 2 ). Una estructura de carga cuya región positiva sea la superior se llama dipolo positivo. La hipótesis de la convección la formuló Gaston Grenet en 1947 y volvió a hacerlo Bernard Vonnegut en 1953. Es algo más complicada, puesto que el término de comparación es ahora el generador de Van de Graaff, aparato en el que una cinta móvil de goma transporta a un terminal de alta tensión los iones, cargas eléctricas positi vas o negativas, con que se la rocía. El modelo de convección supone que las cargas eléctricas de la nube proceden, inicialmente, de dos fuentes externas: los rayos cósmicos y un campo eléctrico. Los rayos cósmicos inciden sobre
ción de segundo y da una corriente máxima de hasta 10 kiloampère. Una tormenta moderada genera cientos de megawatt de potencia eléctrica: la producida por una pequeña central nuclear.
43
las moléculas del aire situado por encima de la nube y las ionizan (es decir, separan las cargas positivas de las negativas). La segunda fuente es el intenso campo eléctrico que ciñe los objetos puntiagudos de la superficie de la tierra, campo que produce una “descarga en corona” de iones positi vos. El aire caliente, al ascender por convección, los transporta hacia arriba como la cinta del generador de Van de Graaff. Una vez han alcanzado las regiones superiores de la nube, los iones positivos atraen a los negativos que los rayos cósmicos habían formado por encima, los cuales penetran en ella y se unen rápidamente a las gotitas de agua o los cristales de hielo, creando una “capa pantalla” cargada negativamente. Por hipótesis, las corrientes de aire que descienden por la periferia de la nube transportan luego hacia abajo estas partículas negativamente cargadas; el resultado vue lve a ser la for mación de una estructura de dipolo positivo. Aunque en todas las nubes que producen relámpagos y rayos se observen precipitación y convección (fenómenos inseparables de las nubes de gran desarrollo), puede verse que la hipótesis elemental de la precipitación no requiere la convección, ni la hipótesis
de la convección exige la precipitación. inferior estaba cargada positivamente Esta gran diferencia ha guiado a los y la superior lo estaba negativamente, investigadores en su camino hacia la formando, pues, un dipolo negativo. comprensión de los respectivos papeles que la precipitación y la convección ¿Dipolo positivo o negativo? puedan tener en la electrificación de las nubes. Estos modelos se desarrollaron para ubo que esperar bastante tiempo hasta que los investigadores explicar la estructura dipolar de las nubes tormentosas. Pero, como ya se pudieran explicar esos resultados, mencionó, las primeras observaciones incompatibles a primera vista. Con la de Franklin en 1752 sugerían una ventaja de la perspectiva, se puede ambigüedad: ¿era positiva o negativa decir que la razón más importante la carga de la parte alta? Esta cuestión para la persistencia de tal discrepanprovocó una controversia entre C.T.R. cia es que rara vez se mide la carga de Wilson y George C. Simpson sobre la las nubes tormentosas, sino que se estructura de la distribución de cargas infiere de las mediciones de sus camde las nubes tormentosas. El debate pos eléctricos. Un campo eléctrico que trajo a la palestra algunas de la s difi- rodee a un cuerpo cargado se asemeja, cultades existentes para obtener datos casi en todo, al campo gravitatorio que representativos en las tormentas; de rodea a un cuerpo de gran masa. ahí su interés. Ambos hacen que otros o bjetos situaWilson, que ya había inventado la dos dentro de ellos se muevan; la gracámara de niebla que lleva su nombre, vedad atrae a los objetos con masa; el llegó hacia 1920 a la conclusión de que campo eléctrico atrae o repele a los la estructura básica de las nubes tor- objetos cargados. La fuerza gravitatomentosas era la de un dipolo positivo, ria y la eléctrica que actúan sobre tras realizar observaciones de nume- tales “partículas de prueba” remiten rosas tormentas a cierta distancia. con el cuadrado de la distancia entre Por la misma época, Simpson, que éstas y el cuerpo central. Ambos cammidió la carga de la lluvia producida pos están, por tanto, caracterizados por nubes tormentosas, llegó, sin por una intensidad (determinada por embargo, a la contraria: que la región la distancia al cuerpo que atrae o
2. DOS MODELOS para explicar la estructura eléctrica de las nubes tormentosas. El modelo de la precipitación (izquierda) propone que la gravedad atrae a las gotas grandes, a las piedras de granizo y a las partículas de hielo de pocos milímetros de diámetro, llamadas granizo blando, que pasan a través de gotículas de agua y de cristales de hielo, que permanecen en suspensión. Se cree que las colisiones entre las partículas que caen y la bruma suspendida cargan positivamente la neblina y negativamente las partículas más pesadas. Cuando éstas caen, la parte inferior de la nube se carga negativamente y la parte superior, positivamente, formando una estructura de dipolo positivo. La hipótesis de la convección (arriba) esta-
44
H
blece que las corrientes ascendentes de aire cálido transportan cargas positivas desprendidas de la superficie de la Tierra hasta la cima de la nube. Las cargas negativas, producidas por los rayos cósmicos por encima de la nube, se ven atraídas hacia la superficie de ésta por las cargas positivas que hay en ella. Las cargas negativas se asocian a las partículas de la nube y tejen una “capa apantalladora” negativa. Se supone que las corrientes descendentes transportan las cargas negativas hacia abajo; este proceso desemboca en la formación de un dipolo positivo. Adviértase que el modelo convectivo no apela, bajo ningún concepto, a la precipitación, ni el modelo de la precipitación precisa para nada de la convección.
TEMAS 12
3. ESTRUCTURA REAL DE UNA NUBE TORMENTOSA. No es dipolar, sino tripolar, con una región principal negativamente cargada y comprendida entre dos regiones cargadas positivamente. La región principal de carga negativa de una nube tormentosa desarrollada (madura) se halla a unos seis kilómetros de altura y a unos –15 grados Celsius de temperatura (izquierda ). Tiene un espesor de algunos cientos de metros, que le confieren una apariencia de torta. La región superior positiva se extiende frecuentemente hasta la tropopausa, a unos trece kilómetros de altura. En la cima misma de la nube hay una delgada capa de cargas negativas, la capa apantalladora; su origen pudiera deberse a los rayos cósmicos, que ionizan las moléculas de aire. En la parte inferior hay una se-
repele) y una dirección (atractiva o repulsiva). Los campos definidos por una intensidad y una dirección se llaman campos vectoriales. Cuando hay más de un cuerpo cargado, el campo eléctrico puede resultar muy complicado. Muchas configuraciones de carga distintas pueden producir además las mismas intensidad y dirección del campo en un punto dado. Así pues, una medida única del campo eléctrico no puede determinar unívocamente la distribución de cargas, necesitándose muchas de ellas. En principio, para deducir la verdadera distribución de cargas, habría que medir el campo eléctrico en todas partes. Las mediciones realizadas por Wilson y Simpson no se referían más que a un solo punto, lo que no basta para inferir correctamente tal distribución. Desde la controversia Wilson-Simpson, y transcurrido más de medio siglo de observaciones, se ha establecido que la estructura básica de las nubes tormentosas no es dipolar, sino tripolar: hay una región principal de carga negativa en el centro, con otra de carga positiva encima de ella y una tercera,
LA ATMÓSFERA
gunda región de carga positiva, menor que la primera. En una nube tormentosa madura dominan las corrientes de aire ascendentes ( flechas), mientras que, cuando se está disipando, la región inferior de carga positiva precipita con fuertes corrientes descendentes (derecha). El modelo de la precipitación, muy sencillo, no explica la estructura tripolar de las nubes tormentosas. La hipótesis de convección lo hace suponiendo que la región positiva inferior se debe a la llamada descarga en corona, que tiene lugar en los objetos puntiagudos del suelo. Datos posteriores parecen indicar la explicación correcta de la estructura tripolar, que estribaría en la microfísica del intercambio de cargas entre las partículas de granizo blando y los cristales de hielo.
menor y de carga positiva, por debajo (véase la figura 3 ). La característica más notable de la capa principal, cargada negativamente, es su forma de torta: su espesor vertical es inferior a un kilómetro, pero el horizontal puede ser de varios kilómetros. Se halla a unos seis kilómetros de altura, donde la temperatura se aproxima a –15 grados Celsius. Las tres fases del agua —hielo, líquido y vapor— pueden coexistir en tales condiciones. Los campos eléctricos más intensos de la nube tormentosa se encuentran en las fronteras superior e inferior de la capa principal de carga negativa. La región superior de carga positiva es más difusa que la capa negativa; su altura puede alcanzar varios kilómetros, incluso hasta la propia cima de la nube. Por contra, la región inferior de carga positiva es tan pequeña que el campo eléctrico de la superficie terrestre se halla muchas veces determinado por la carga negativa principal. Otra característica notable que presentan muchas nubes es una capa de carga negativa, de unos 100 metros de espesor, situada por encima de la región positiva superior. Esta capa puede pro-
ceder de iones negativos, generados por encima y por fuera de la nube, capturados después por las gotitas de agua o las partículas de hielo; se trata de la capa apantalladora predicha por la hipótesis de la convección. Sin embargo, con independencia de sus orígenes, la capa pantalla parece ser una característica secundaria que no altera apreciablemente la estructura básica tripolar de la nube. Esta estructura tripolar ayuda a comprender los resultados de Wilson y de Simpson. Wilson realizó sus observaciones desde una distancia considerable; el efecto eléctrico de la pequeña zona positiva de la base de la nube quedaba anulado por la región negativa principal. Por consiguiente no vio más que la carga positiva superior y una carga negativa debajo de ella, es decir, un dipolo positivo. Simpson, por su parte, realizó las observaciones debajo mismo de las nubes; sus instrumentos detectaron sobre sí la región positiva inferior. Como la carga negativa central situada más arriba apantallaba la región positiva superior, Simpson concluyó que la carga negativa estaba en la parte alta y de
45
convección haya perdido crédito. Habrá que tratar, pues, de modificar el modelo de precipitación. Se han propuesto varios arreglos que le permitan explicar la región positiva inferior y dar razón de otro fenómeno: el de que la lluvia suela llevar carga positiva. Simpson acometió un primer intento para explicar estos datos. Por estudios realizados en cascadas de agua se sabe que las gota s mayores suelen adquirir una carga positiva al romperse. (Quien tenga la oportunidad, puede comprobarlo lle vando consigo un microamperímetro a bordo del Maid of the Mist, que se acerca a las cataratas del Niágara.) Simpson propuso que las gotitas de agua que caían de una nube tormentosa se fragmentaban cerca de su base, explicando así el carácter positivo de la región inferior. Pero las mediciones realizadas bajo la región principal de carga negativa de las nubes tormentosas muestran que las partículas de precipitación transportan cargas mucho mayores que las producidas en el proceso de fragmentación en una cascada, lo que plantea graves objeciones contra la plausibilidad de la fragmentación como razón de la carga positiva inferior del tripolo. Se sabe, además, que la mayoría de las partículas positivamente cargadas situadas bajo la región principal de carga negativa no son gotitas de agua, sino hielo.
Hielo y granizo 4. MICROFISICA DE LA SEPARACION DE CARGAS. Tiene que explicar los choques entre partículas de granizo blando y cristales de hielo. Las partículas de granizo blando, pesadas, caen a través de una suspensión de cristales de hielo más pequeños (hexágonos) y gotitas de agua sobreenfriadas ( puntos). Los experimentos de laboratorio muestran que, cuando la temperatura está por debajo de un valor crítico, llamado temperatura de inversión de carga, T R, las partículas de granizo blando descendentes adquieren carga negativa en los choques con los cristales de hielo. Si la temperatura es superior a T R, la adquieren positiva. Se cree que el valor de T R es de unos –15 grados Celsius, que es la temperatura de la principal región negativa que se encuentra en una nube t ormentosa; el granizo blando adquiere así carga positiva cuando desciende por debajo de esta altura, a temperaturas mayores. Hay pruebas en el sentido de que esas partículas de granizo blando, cargadas positivamente, formarían la región positiva inferior del tripolo de la nube tormentosa.
ahí que la estructura de la nube fuera la de un dipolo negativo.
Microfísica
L
a estructura tripolar de las nubes tormentosas exige algunas modificaciones del modelo de precipitación, muy ingenuo, que sólo puede explicar un dipolo único; dejemos de lado la ausencia de explicación microfísica del transporte de carga. Por otra parte, podría parecer que el modelo de
46
convección condujera, de forma más natural, a una estructura tripolar, al admitir que la descarga en corona de los objetos puntiagudos de la superficie de la Tierra produjese un flujo de cargas positivas hacia la base de la nube. Creíase que esta corriente explicaría quizá la región inferior, cargada positivamente, del tripolo, pero mediciones posteriores de su magnitud indican que probablemente sea demasiado pequeña para dar cuenta de la velocidad de carga de la nube. A esto se debe en parte que el modelo de
E
l hielo desempeña un importante papel en las otras explicaciones de la estructura tripolar de las nubes tormentosas. Estudios de laboratorio llevados a cabo en los años cuarenta mostraron que las partículas de hielo adquirían una fuerte carga positiva al fundirse. A esa observación se apela todavía para justificar la región inferior positiva de la nube. Aunque la fusión pueda explicar la existencia de partículas positivamente cargadas por debajo de 4000 metros, donde el hielo comienza a fundirse en las tormentas de latitudes medias, no explica su existencia a mayores altitudes, mientras que también allí se observan partículas cargadas positi vamente. No parece que la fusión del hielo cause la estructura tripolar observada. Hay, sin embargo, un considerable cúmulo de pruebas en favor de la inter vención de las colisiones entre los cristales de hielo y las partículas de granizo blando. Son muchos los investigadores que han realizado
TEMAS 12
experimentos demostrativos de que, cuando las partículas de granizo blando chocan con los cristales de hielo, la polaridad de la carga que pasa a las partículas depende en gran medida de la temperatura. Por debajo de una temperatura crítica, llamada temperatura de inversión de carga, las partículas se cargan negativamente; a temperaturas superiores (correspondientes a menores alturas en la nube tormentosa), se cargan po sitivamente (véase la figura 4 ). Sigue discutiéndose el valor exacto de la temperatura de inversión de carga, pero la mayoría coincide en que se encuentra entre –20 y –10 grados Celsius. Las observaciones de nubes tormentosas mediante diversos métodos muestran que la capa principal cargada negativamente se halla a una altura donde la temperatura es de unos –15 grados. La hipótesis de la inversión de carga explica, pues, por qué las cargas negativas se encuentran con menos frecuencia por debajo de esta altura: las partículas de granizo blando se cargan positivamente al caer a través de los cristales de hielo suspendidos y chocar con ellos. Estas cargas positivas descendentes forman la región inferior positiva del tripolo. La magnitud de las cargas que se producen en las colisiones de laboratorio es tal que puede explicar también la carga transportada por los rayos procedentes de las nubes de modesta actividad eléctrica. El concepto de temperatura de inversión de carga y el hecho de que se le haya asignado un valor que concuerde con los experimentos de laboratorio y con las observaciones de nubes tormentosas pueden considerarse los principales progresos realizados recientemente en el estudio de los aspectos eléctricos de las tormentas. Esto no impide que apenas se sepa nada de los procesos microfísicos subyacentes a la temperatura de inversión y a la cesión sistemática de cargas de polaridad determinada a las partículas de granizo blando. El mecanismo físico podría no ser muy distinto del que hace que los zapatos se carguen cuando caminamos sobre una alfombra o que se electrice una varilla de vidrio frotada con un trapo de lana. Se trata de fenómenos conocidos desde la antigüedad, pero las explicaciones microfísicas fundamentales que deberían apoyarlos son un problema poco estudiado que ha quedado por resolver. La carencia de una descripción microfísica de la electrificación estática es el hueco más importante que tiene nuestro conocimiento actual sobre la electricidad de las tormentas.
LA ATMÓSFERA
Convección
A
unque el modelo de convección sea inadecuado para dar cuenta de la magnitud de la región positiva inferior, es bien sabido que las tormentas son regiones de vigorosas corrientes verticales ascendentes y descendentes; la convección está indiscuti blemente presente. Se ha observado también que las máximas tasas de producción de rayos se hallan asociadas al movimiento ascendente de granizo y granizo blando por encima de la región principal de carga negativa. Este cuadro contradice la hipótesis de la precipitación, muy ingenua, en la que sólo las partículas descendentes de granizo blando causaban la electrificación. El movimiento relativo entre los cristales de hielo y de granizo blando es la razón probable de la separación de cargas a gran escala. Se impone una condición importante: que los cristales de hielo asciendan de
la tierra a una velocidad mayor que las partículas de granizo blando; lo que resulta ser equivalente al granizo blando en caída. Las ascendencias vigorosas no sólo son coherentes con la electrificación, sino que también le son esenciales: la ascendencia mantiene la provisión de gotas de agua subenfriadas por encima de la altura de inversión de carga. Esas gotitas proporcionan el material necesario para el crecimiento de las partículas de granizo blando que se precisan para la electrificación; además, según los experimentos de laboratorio antes mencionados, no hay una transferencia apreciable de cargas entre las partículas de granizo blando y los cris tales de hielo si están ausentes las gotas. Las corrientes tormentosas descendentes se han ido convirtiendo en tema de preocupación creciente para la seguridad aeronáutica, pues se considera que las descendencias desacos-
5. EXPERIMENTOS de Charles B. Moore y de Bernard Vonnegut para someter a prueba la hipótesis de la convección. El aire situado bajo un cúmulo se carga positivamente mediante un conductor conectado a un generador de alta tensión. Las mediciones tomadas desde un avión muestran que la convección transporta las cargas hacia arriba, a través de la nube. Al cambiar la polaridad de la fuente, la polaridad de la nube cambia. Los experimentos indican que la convección transporta las cargas hacia arriba; el campo producido, sin embargo, es unas mil veces menor que el necesario para generar chispas en nubes eléctricamente activas; está por ver, sin embargo, la trascendencia de estos experimentos en relación con las nubes tormentosas.
47
6. RELAMPAGOS O RAYOS INTERNOS de las nubes. Mucho más frecuentes que las descargas entre las nubes y la tierra, los rayos propiamente dichos, se ven bastante menos, porque las nubes dispersan intensamente la luz del espectro visible. El radar, los radiolocalizadores y los micrófonos, que “ven” a través de las nubes, prestan ahora un servicio auxiliar a los investigadores que estudian este tipo de chispas.
7. RIZAR EL RIZO para mostrar que las trayectorias de las chispas no siguen direcciones sencillas. La bibliografía especializada nos habla de ideas en conflicto, según algunas de las cuales las trayectorias son aleatorias, mientras que otras proponen que están determinadas por la configuración del campo eléctrico o por la distribución de la carga eléctrica en el espacio. Esta aplicación puede explicar muchas observaciones.
48
tumbradamente intensas, a las que Tetsuya T. Fujita llamó microrreventones, han causado importantes accidentes de aviones comerciales. Estudios de tormentas estacionarias han puesto de manifiesto que esas descendencias se producen entre cinco y diez minutos después del momento de ascendencia máxima y de la máxima actividad eléctrica intranubosa; las corrientes descendentes están también asociadas a la intensa precipitación que se produce cuando se agotan las corrientes ascendentes. El campo eléctrico del suelo se invierte también en este momento, apuntando hacia abajo en lugar de hacerlo hacia arriba, según demuestran las mediciones. Como en las precipitaciones se encuentra carga positiva, cabe pensar que durante la fase de microrreventón se transporte hasta el suelo la región inferior de carga positiva de la nube. La frecuencia con que se producen relámpagos en el interior de la nube y las inversiones del campo eléctrico podrían servir para alertar a los controladores del tráfico aéreo sobre condiciones que resultasen peligrosas en la superficie. Estas corrientes convectivas intensas caracterizan a las tormentas; podría pensarse, pues, en el modelo convectivo para explicar algunos aspectos de la electrificación de las nubes. Lo dijimos más arriba: sí predice la capa apantalladora. Por cuyo motivo varios investigadores, particularmente Charles B. Moore y Vonnegut, continuaron sometiéndolo a prueba. Sus experimentos consistieron en cargar el aire bajo un cúmulo de buen tiempo mediante un alambre conectado a un terminal de alta tensión (véase la figura 5 ). Las observaciones realizadas desde un avión demostraron que la electricidad liberada por la descarga en corona del alambre se transportaba hacia arriba, a través de la nube, merced a los movimientos convectivos del aire. Más aún, cuando se liberaba carga positiva, la parte superior de la nube quedaba cargada positivamente y la inferior, negativamente; formaban un dipolo positivo. Ahora bien, cuando la polaridad de la carga desprendida por la fuente de alimentación pasaba a ser negativa, la nube adquiría una estructura de dipolo negativo. Estos resultados indicaban que la convección transportaba la carga a la parte superior de las nubes. La carga interior de las nubes producida por estos experimentos fue, sin embargo, unas cien veces menor que la que se registra en las tormentas activas y el campo eléctrico resultó unas mil veces menor que el necesario
TEMAS 12
para iniciar los relámpagos. Por con- bién al proceso microfísico, ya dessiguiente, estos experimentos no crito, de transferencia de carga entre demostraron directamente el papel de el hielo y el granizo blando. la convección en las tormentas preciHay otra observación referente a la pitantes y eléctricamente activas, ni hipótesis de la convección que es puede afirmarse que corroborasen la menos ambivalente: el hecho de que hipótesis de la convección. la región principal cargada negativaSe han realizado otros experimen- mente esté a una altura y a una temtos parecidos bajo nubes mayores y peratura aproximadamente constanque estaban dejando precipitación. La tes. En el modelo de convección, las carga negativa liberada artificial- corrientes de aire transportan las mente produjo, en algunos casos, una partículas cargadas negativamente carga negativa dominante encima y desde la capa apantalladora hacia una carga positiva abajo, lo que con- var ios kilóme tro s abajo . Es difícil cuerda con los resultados previos y con comprender entonce s por qué la carga la hipótesis de la convección. La inter- negativa tenga que concentrarse pretación de los resultados no carece, sobre todo en una región en forma de empero, de ambigüedad: como se está torta, cuyo espesor sea de sólo unos produciendo precipitación, la carga cientos de metros. Según se expuso positiva inferior pudiera deberse tam- antes, esta observación se explica
8. PRUEBA IVY-MIKE DE UNA BOMBA DE HIDROGENO de 10 megatones, llevada a cabo en el año 1952. Generó relámpagos durante los 10 milisegundos ulteriores a la detonación. El intenso estallido de rayos gamma originado por la explosión arranca electrones de las moléculas de aire mediante un proceso de efecto Compton; los electrones, más ligeros, se alejan rápidamente de las moléculas de aire, ahora positivas, dando lugar a una separación de cargas. La simetría hemisférica de la explosión posibilita la simulación, en el laboratorio, de la distribución de carga. Los tres experimentos que aparecen en la parte infe-
LA ATMÓSFERA
mejor mediante el proceso microfísico de inversión de carga y es, tal vez, el argumento principal contra el modelo de convección. Para resumir la situación de los modelos de precipitación y de convección, el primero puede explicar más aspectos de la electrificación de las nubes que el segundo, pero lo hace ignorando uno de los rasgos prominentes de las tormentas: la convección. Es de suponer que en el futuro se combinen los mejores aspectos de ambos modelos en una teoría general. Una vez que la nube tormentosa se ha cargado hasta el punto en que el campo eléctrico exceda la rigidez dieléctrica local de la atmósfera, esto es, la capacidad de la atmósfera para mantener una separación de cargas
rior se realizaron en el Laboratorio de Investigación de Alta Tensión del Instituto de Tecnología de Massachusetts, donde se inyectó carga eléctrica en regiones específicas de un bloque de plástico aislante. Los modelos presentan un campo eléctrico similar cerca del suelo, pero diferentes distribuciones de carga. Sólo el modelo 3 reproduce la configuración de chispas del IVYMIKE; indica que es la distribución de carga, y no el campo, lo que determina la trayectoria de los rayos. La descarga parte del punto del suelo donde el campo eléctrico es grande y vi aja hacia arriba, a través de la región de máxima carga negativa.
49
eléctricas, el resultado es un relámpago. El campo eléctrico es en ese instante del orden de un millón de volt por metro; en menos de un segundo el rayo transportará la carga correspondiente a 1020 electrones y proporcionará la potencia eléctrica equivalente a unos 100 millones de bombillas ordinarias. Durante esa fracción de segundo, la energía electrostática de la carga acumulada se convierte en energía electromagnética (el relámpago visible y la interferencia de radio), energía acústica (el trueno) y, finalmente, calor. Casi todas las descargas naturales se inician en el interior de las nubes y progresan en forma de un árbol de dos ramas; una invade las regiones de carga negativa y la otra, las de carga positiva. En el caso de una descarga de nube a tierra, la rama negativa del árbol se convierte en “guía de des-
censo”, que transporta hacia abajo una corriente negativa de cientos de ampère. Cuando el “guía” se acerca a unos 100 metros del suelo, se inicia una chispa de retorno, que transporta hacia arriba una corriente de carga positiva de 10 kiloampère (10.000 coulomb por segundo). La chispa de retorno luminosa es lo que se aprecia a simple vista; por eso, cuando se habla de una chispa de nube a tierra, debe recordarse que el rayo viaja realmente en ambos sentidos, llegando a cambiar de dirección varias docenas de veces en algunas ocasiones.
Relámpagos y rayos
L
os primeros estudios de los relámpagos se concentraron en las descargas de nube a tierra (rayos) porque eran las más accesibles a la observa-
9. EL CIRCUITO GLOBAL se carga mediante las tormentas, que hacen de baterías. Entre la tierra, cargada negativamente, y la alta atmósfera, hay una diferencia de potencial casi constante de 300.000 volt. Por lo que a las nubes se refiere, hay corrientes de alrededor de un ampère que salen de las cimas de las tormentas y ayudan a mantener la diferencia de potencial; esto requiere que una corriente similar vaya del suelo a su parte inferior. La corriente de fuga que se produce en las zonas de buen tiempo y es de u nos 2000 ampère, transporta carga positiva desde la alta atmósfera al suelo, por lo que terminaría eliminando la diferencia de potencial de 300 kilovolt si las tormentas no recargasen el circuito. Se cree que las torment as de los trópicos, que transportan grandes cantidades de carga negat iva al suelo, son el principal medio compensatorio de la corriente de buen tiempo.
50
ción visual y fotográfica. Resulta, sin embargo, que las descargas son mucho más frecuentes y extensas dentro de la propia nube, cuya opacidad las oculta a la vista. Se intentó luego investigar los relámpagos internos de la nube con la ayuda de radar, de radiolocalizadores y de micrófonos. El interés se centra en los caminos que toman las descargas y en su relación con la estructura de las nubes. Las chispas se producen en zonas con precipitación y sin ella, dentro y fuera de las nubes; sus trayectorias parecen normalmente muy caóticas; se ha dicho muchas veces que siguen caminos aleatorios. Los modelos teóricos de las trayectorias de las chispas se han centrado sobre todo en el papel del campo eléctrico. Dicho de otro modo, se creía que la intensidad y la dirección del campo eléctrico local determinaban la trayectoria del relámpago, mientras que hasta hace poco no se había prestado mucha atención al papel de la propia carga. Esta da lugar a un campo. Podría, pues, pensarse que conocer la una es tan bueno como conocer el otro; pero no debe olvidarse que determinado campo eléctrico local puede ser producido por un gran número de distribuciones de carga distintas. Por tanto, la posición de la carga no da automáticamente la configuración del campo local. A lo que debemos sumar una complicación adicional: la distribución de la carga y del campo no son estáticas, sino dinámicas; al formarse y crecer la chispa, la configuración del campo cambia radicalmente, lo que dificulta muchísimo su modelación. Los datos actuales apuntan en la dirección de que las dos ramas del “árbol” de la chispa tienden a seguir el camino de la máxima concentración de carga. Y son muchas las observaciones que revelan que las chispas prefieren la región principal de carga negativa. Sin embargo, la prueba más clara de que las trayectorias de las chispas se hallan regidas por la distribución de las cargas en el espacio procede, probablemente, de los estudios del comportamiento de las chispas producidas por las explosiones de armas nucleares. Las fotografías de las pruebas de bombas H llevadas a cabo en los años cincuenta muestran que la bola de fuego suele estar rodeada de rayos (véase la figura 8 ). A diferencia del cuadro teórico de la nube tormentosa, aquí el mecanismo básico de separación de cargas se conoce bien. El flujo radial de fotones de alta energía emitido por la bola de fuego des-
TEMAS 12
poja de sus electrones a las moléculas de aire circundantes, en un proceso de dispersión de Compton. Los electrones cargados negativamente se concentran en una capa hemisférica centrada en el punto de la explosión, dejando una región cargada positivamente en la bola de fuego. La simetría hemisférica de la explosión hace posible construir modelos teóricos y de laboratorio muy sencillos de la distribución de carga, al tiempo que permite investigar su efecto sobre la trayectoria de los rayos. Chathan M. Cooke, Kenneth A. Wright y el autor han realizado tales simulaciones en el Laboratorio de Investigaciones de Alta Tensión del Instituto de Tecnología de Massachusetts. Se inyectan cargas distribuidas anularmente en bloques de plástico aislante, que aprisionan la carga según predice el modelo teórico. El campo eléctrico resultante adquiere suficiente intensidad para desencadenar descargas semejantes a los rayos. Descubrimos que el rayo se producía en el punto próximo al nivel umbral (cero) de la simulación, donde el campo eléctrico se torna más intenso; el rayo asciende entonces a través de la región de máxima carga negativa. La morfología de la chispa re cuerda las que aparecen en las fotografías de pruebas nucleares. Se pueden, además, proyectar experimentos con distribuciones de carga predichas por otros modelos teóricos. Aunque algunos de ellos producen la misma configuración del campo eléctrico en el suelo, la distribución de carga puede resultar enteramente distinta. Las formas de los rayos no se parecen a las de los que se observan en pruebas nucleares, lo que demuestra que es principalmente la carga lo que determina la trayectoria de la chispa.
La energía y el circuito global
S
10. ANTES DEL LANZAMIENTO, en el Centro Espacial John F. Kennedy de Florida, el 30 de agosto de 1983, cayó u n rayo rozando el transbordador espacial. La tormenta pasó y el transbordador se lanzó, de acuerdo con el programa, a las 02:32 horas del tiempo local. En todo el mundo se producen diariamente unas 44.000 tormentas y ocho millones de rayos. Solamente en los Estados Unidos de Norteamérica, el rayo causa anualmente unas 150 muertes, junto a pérdidas materiales de 50 millones de dólares en daños, originando unos 10.000 incendios forestales.
e cree que la mayor parte de la energía eléctrica de una tormenta se libera en forma de rayos. Como se indicó antes, una tormenta de modes- ducir rayos a razón de más de cien tas proporciones produce algunos descargas por minuto. rayos por minuto y libera una potenUna ley suficientemente contrascia comparable a la de una central tada de la física afirma que no hay nuclear. Ciertas leyes sencillas de nada que sea gratis. La energía elécescala, basadas en las ecuaciones del trica liberada por los rayos tiene que electromagnetismo, muestran que la proceder de alguna parte. En último potencia desencadenada crece aproxi- término, proviene del calor que promadamente con la quinta potencia voca la expansión del vapor de agua, del tamaño de la nube: duplicar las causa de que éste se haga menos denso dimensiones de la nube implica multi- que el aire circundante y de que conplicar la potencia liberada por treinta. secuentemente ascienda. Durante su Las tormentas grandes pueden pro- ascensión, el vapor se va condensando
LA ATMÓSFERA
en forma líquida o sólida; el calor latente se desprende y el agua líquida o el hielo comienzan a caer. La energía potencial gravitatoria liberada por la precipitación que cae es, según el modelo de la precipitación, la energía disponible para electrificar las nubes; se calcula multiplicando la fuerza gra vitatoria ejercida sobre la precipitación por la distancia caída. Se han hecho mediciones con radar de la precipitación de lluvia y de granizo blando que demuestran que la
51
energía gravitatoria supera, de lejos, la energía eléctrica liberada por los rayos incluso en las tormentas modestas. En el caso de las tormentas muy fuertes, cuya energía eléctrica puede ser superior en varios órdenes de magnitud, la energía gravitatoria y la eléctrica vendrían a ser aproximadamente iguales. Basándose en la ley de conservación de la energía sería de esperar que, en el momento de producirse un rayo, cuando las fuerzas eléctricas disminuyen de forma brusca, la velocidad de caída de la precipitación aumentara bastante. Se ha intentado medir el fenómeno me diante un radar Doppler, capaz de establecer la velocidad de un objeto en movimiento, pero hasta ahora todos los esfuerzos han fracasado. La habitual ausencia de cambios bruscos de velocidad no ha recibido todavía una explicación satisfactoria, aunque los más pequeños pudieran quedar enmascarados por los movimientos turbulentos de las tormentas. Existe otro equilibrio más de energía que debe preservarse: el relativo al circuito eléctrico global. La atmósfera terrestre constituye un aislante de extraordinaria calidad y está colocada entre dos buenos conductores: la superficie terrestre por abajo y la alta atmósfera y la ionosfera por arriba (véase la figura 9 ). Estas capas son los componentes pasivos del circuito eléctrico global.
Entre la superficie de la tierra, cargada negativamente, y la atmósfera, cargada positivamente, hay una diferencia de potencial constante de unos 300.000 volt. Siguiendo la idea propuesta hace mucho tiempo por Wilson se admite que este “potencial ionosférico” de 300 kilovolt es el resultado de la carga efectuada por las tormentas, que actúan como “baterías” del circuito global. De las cimas positivas de las nubes tormentosas fluyen corrientes eléctricas, de alrededor de un ampère por tormenta, dirigidas hacia arriba; retornan a la tierra en las zonas donde la atmósfera presenta buen tiempo. Para que la carga no se acumule indefinidamente en las nubes es preciso que fluya una corriente de un ampère desde la superficie terrestre hasta la base de las nubes. La carga transportada por la lluvia, la descarga en corona y el rayo contribuyen a este transporte de cargas, pero en las latitudes medias esto no basta para compensar la corriente de retorno durante el buen tiempo. ¿Cómo se equilibra ese déficit? Las baterías requeridas se encuentran en los trópicos, cuyas tormentas son de magnitud muy superior a las de las latitudes medias y producen suficientes rayos por unidad de tiempo para cargar el circuito global. Cabría preguntarse por qué la tierra está cargada negativamente. De
INVESTIGACION Y CIENCIA
DISTRIBUCION
DIRECTOR GENERAL Francisco
para España:
Gracia Guillén EDICIONES José María Valderas, director ADMINISTRACIÓN Pilar Bronchal, directora PRODUCCIÓN M. a Cruz Iglesias Capón Bernat Peso Infante SECRETARÍA Purificación Mayoral Martínez EDITA Prensa Científica, S. A. Muntaner, 339 pral. 1. a 08021 Barcelona (España) Teléfono (93) 414 33 44 - Telefax (93) 414 54 13 SCIENTIFIC AMERICAN
Rennie BOARD OF EDITORS Michelle Press, Managing Editor ; Philip M. Yam, News Editor ; Ricki L. Rusting, Timothy M. Beardsley y Gary Stix, Associate Editors; Carol Ezzell; W. Wayt Gibbs; Alden M. Hayashi; Kristin Leutwyler; Madhusree Mukerjee; Sasha Nemecek; David A. Schneider; Glenn Zorpette; Mark Alpert, Marguerite Holloway, Steve Mirsky y Paul Wallich, Contributing Editor . PRODUCTION Richard Sasso PUBLISHER Joachim P. Rosler CHAIRMAN AND CHIEF EXECUTIVE OFFICER John J. Hanley
MIDESA
Carretera de Irún, km. 13,350 (Variante de Fuencarral) 28049 Madrid - Tel. (91) 662 10 00 para los restantes países:
Prensa Científica, S. A. Muntaner, 339 pral. 1.a 08021 Barcelona Teléfono (93) 414 33 44
acuerdo con la conjetura que goza de mayor verosimilitud, la carga negativa de la tierra se debe a su proximidad al polo negativo de la batería tormentosa. La pregunta se trueca entonces en la siguiente: ¿por qué la parte inferior de una nube tormentosa es casi siempre negativa? La respuesta a esta pregunta depende, una vez más, de la microfísica del hielo, disciplina de la que sabemos muy poco. Pese a tantas preguntas sin respuesta, comienza ya a perfilarse un marco teórico vertebrado de la electrificación de las nubes, donde se enlazan la separación de cargas, que ocurre a escala atómica, con las chispas que recorren varios kilómetros de distancia y con un circuito eléctrico que abarca la tierra entera.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA ATMOSPHERIC ELECTRICITY. John A. Chalmers. Pergamon Press, 1967. THE THUNDERCLOUD. C. B. Moore y B. Vonnegut en Lightning , vol. 1: Physics of Lightning, dirigido por R. H. Golde. Academic Press, 1977. THE LIGHTNING DISCHARGE . Martin A. Uman. Academic Press, 1987. THE ROLE
OF ELECTRIC SPACE CHARGE IN
. Earle R. Williams, Chathan M. Cooke y Kenneth A. Wright en Jour nal of Geoph ysica l Resea rch, vol. 93, n.o D2, págs. 1679-1688; 20 de febrero de 1988. NUCLEAR LIGHTNING
PUBLICIDAD
GM Publicidad Francisca Martínez Soriano Menorca, 8, semisótano, centro, izda. 28009 Madrid Tel. (91) 409 70 45 Fax (91) 409 70 46 Cataluña y Baleares: Miguel Munill Muntaner, 339 pral. 1.a 08021 Barcelona Tel. (93) 321 21 14 Fax (93) 414 54 13
EDITOR IN CHIEF John
52
Copyright © 1998 Prensa Científica S. A. Muntaner, 339 pral. 1. a, 08021 Barcelona (España) Reservados todos los derechos. Prohibida la reproducción en todo o en parte por ningún medio mecánico, fotográfico o electrónico, así como cualquier clase de copia, reproducción, registro o transmisión para uso público o privado, sin la previa autorización escrita del editor del libro. ISSN: 1135-5662 Dep. Legal: B-32.350-1995 Filmación y fotocromos reproducidos por Dos Digital, Zamora, 46-48, 6.a planta, 3.a puerta, 08005 Barcelona Imprime Rotocayfo, S.A. Ctra. de Caldes, km 3, Santa Perpètua de Mogoda (Barcelona) Printed in Spain - Impreso en España
TEMAS 12
Medición de la electricidad de las gotas de lluvia Shawn Carlson
U
no de mis mejores amigos de la facultad era Michel North, un irlandés fornido al que, por el color zanahoria de su pelo, le llamábamos Red. Pasaba los veranos trabajando para el Servicio Forestal de EE.UU., encargado de la limpieza de los bosques y atento a los focos de incendios desde las torres de vigía destacadas en las elevadas cimas de la Sierra Nevada de California. Cierto día el sopor de la siesta estuvo a punto de costarle la vida. Cuando el trueno le despertó, ya era tarde para escapar. La base negra del cúmulo tormentoso se cernía directamente sobre él, a decenas de metros por encima del pináculo de la torre metálica. Sin tiempo que perder, colocó en el suelo cuatro jarras de cerveza de vidrio; sobre las jarras, un taburete de madera; sobre éste, acuclilló su cuerpo. No tardó en caer el primer rayo, que sacudió a la torre y a él lo despidió de su aislamiento eléctrico. La energía de los relámpagos es uno de los fenómenos naturales más impresionantes. La ciencia, sin embargo, no acaba de desentrañar cómo se producen. Está claro que los rayos cósmicos liberan en la atmósfera grandes cantidades de cargas, positivas y negativas, arrancando electrones de los átomos del aire. Esas cargas se reúnen en las gotas de agua que forman una nube de tormenta. Pero ni siquiera los espe S O cialistas en el tema están muy seguros R T de cómo las gotas adquieren decenas E M I de millones de cargas en exceso, posi T N E tivas o negativas. Y sigue siendo todo C 4 un misterio por qué esas gotas carga 9 das se las arreglan para separarse unas de otras, formando en el seno de la nube unas zonas positivas y otras nega- ANILLO DE DE tivas, de intensidad suficiente para CINTA ESPUMA generar rayos. El relámpago es un animal demasiado peligroso para dejarlo suelto en el laboratorio de un aficionado. Pero se trata sólo de uno de los componentes eléctricos de una tormenta. Las gotas de lluvia transportan consigo su carga al caer,
1. Latas de zumo convenientemente combinadas con embudos y tubos de drenaje permiten medir la carga eléctrica de una gota de lluvia
54
quitándosela a la nube y depositándola en tierra. Aunque un relámpago sea más espectacular, la precipitación puede transportar más carga hacia el suelo. El dispositivo que aquí se describe permite medir la carga de las gotas. El aparato en cuestión se basa en la inducción eléctrica. Una gota que caiga por el interior de un cilindro metálico cambiará transitoriamente el potencial eléctrico del cilindro. Una gota cargada positivamente lo elevará, mientras que otra cargada negativamente lo rebajará. La amplitud del cambio revela el valor de la carga de la gota. Además, la gota sale del aparato incóCAPUCHA lume, por lo que pueden hacerse mediciones adicionales. (Podría interesarnos, por ejemplo, determinar su masa. Pero, ¿sabríamos hacerlo?) Nuestro instrumento está constituido por un tubo de drenaje de plástico de 10 cm de diámetro por 94 cm de largo, algunos embudos de plástico de mismo diámetro, dos cilindros metálicos concéntricos y un puñado de componentes electrónicos. Por cilindros utilicé dos latas de conservas, que encajaban a la perfección una en otra. Conecté conductores eléctricos para las señales a la cara externa de la lata pequeña y a la cara interna de la lata grande. Las aislé sumergiéndolas en esmalte de látex. Una vez seco el esmalte las monté en el mismo centro del tubo de drenaje, tal como se muestra en la figura 1. En la lata externa arrollé tres vueltas de cinta RANURA de espuma de doble cara de 25 mm de ancho. Lograba así un aro de AMPLIFIespuma flexible. Hice bien en no desCADOR DE echar la lámina protectora de la última IMPULSOS capa, pues pude así deslizar mejor el SEPARADOR conjunto hasta centrarlo en su sitio y DE CINTA aprovechar el rozamiento para reteDE ESPUMA nerlo. Los dos embudos invertidos sobre las latas actúan de deflectores para mantener la sequedad del interior. Y es conveniente disponer de un juego de CABLE embudos que actúen de “capuTELEFONICO chas”. Elegiremos cada capucha de manera que dentro del instrumento penetren las TARRO gotas en proporciones mane jables. Para un chaparrón, usaremos una capucha de poca abertura; para la lloTEMAS 12
interior de la casa, donde permanecemos al abrigo de la lluvia. AD795JN CON LA PATILLA CONDUCTOR La forma mejor de trabajar es 3 DOBLADA HACIA ARRIBA A LATA pasar los datos directamente al INTERNA AD795JN ordenador por medio de un converAD820 +9V 3 AL DETECTOR +9V tidor analógico-digital. Pero si no 0,25F 7 3 + DE PICOS 6 7 disponemos de él, otra posibilidad 2 + 6 – (EN CASA) 4 2 es introducir la señal en el circuito 10MΩ – –9V 4 VOUT 20% de la figura 3. Este detector dual de –9V 33MΩ 1KΩ picos registra exactamente la mitad 20% 1% de la tensión máxima, que puede 1000pF 1% 6,34KΩ 24KΩ 1% POLIESTIRENO leerse con un voltímetro digital. La 1% 1KΩ polaridad de la tensión que se 301KΩ 1% obtiene a su salida corresponde a la 1% de la gota analizada, ya sea positiva o negativa. El uso del detector requiere bue2. Un amplificador de impulsos genera un pico de tensión al paso de una gota nos reflejos. Hay que oprimir un instante el botón de puesta a cero vizna, otra con abertura mayor. El embudo inferior nos y luego apretar el botón de “muestreo”. La tensión de permite recoger las gotas para cualquier análisis químico salida saltará cuando una gota cargada atraviese el insque pudiera interesarnos. trumento. Entonces soltaremos enseguida el botón de Recortaremos los dos embudos invertidos de suerte muestreo para evitar que otra gota posterior arruine la que sus aberturas sean unos dos centímetros más estre- medición. Anotaremos esa tensión del voltímetro. Luego, chas que la de la lata interna. Para instalar los embudos volveremos a oprimir el botón de puesta a cero, mantenpor encima y por debajo de las latas, necesitaremos dos dremos apretado el botón de muestreo y esperaremos a anillos en el interior del tubo de drenaje. Con sumo la gota siguiente. cuidado rebanaremos dos trozos cortos del extremo de Las gotas cargadas suelen dar lecturas del orden de 0,3 volt. otro tubo de drenaje y desecharemos cosa de un centí- Puesto que cargas mayores producen picos de tensión más metro de cada anillo; al apretarlos, los anillos deben elevados, la medición de la tensión máxima proporciona ajustarse sin huelgo al interior del tubo de drenaje. Con una estimación de la carga de la gota: una buena cola pegaremos primero los extremos de los anillos, pegando luego los anillos reconstruidos a los K¥V máx –12 Carga = coulomb ¥10 2 embudos. En el dibujo se ilustra también que hemos de 1+( D/L ) abrir unas ranuras en el tubo; de ellas nos serviremos para untar a conciencia de epoxia el interior del tubo. Ha llegado el momento de empujar el embudo hasta donde K = 1 empleando sólo el amplificador de impulsos dejarlo en su sitio. K = 2 empleando el detector dual de picos Endurecida la epoxia, depositaremos una pequeña canD = diámetro de la lata interna tidad de pegamento de silicona a lo largo de las junturas L = longitud de la lata interna para crear un cierre estanco. De lo que se trata es de que las gotas que incidan en este embudo salgan por las ranuras, no que sigan escurriéndose hacia el interior del Para más información acerca de este proyecto, consulte la instrumento. Del mismo modo, hay que tratar con epoxia página World Wide Web de la Socie ty for Amate ur el embudo del fondo. El instrumento se coloca en una Scientists en www.thesphere.com/SAS/. abrazadera de plástico solidaria de una base a prueba de intemperie. Hay que 10KΩ AD824 +9V limitarse a introducir el instrumento en 3 A1A4 1 14 4 la abrazadera sin forzarlo, ni dejarlo fijo + 5 1 2 13 + – + + – A1 7 CABLE BOTON DE para siempre. 2 – 3 12 A2 6 11 TELEFONICO MUESTREO – V– 11 4 V+ Medir la minúscula carga de una sola 1N914 A2A3 VOUT 5 10 1F –9V –+ +– gota puede que parezca dificilísimo. Barrie 6 9 1F 7 8 Gilbert, de Analog Devices, ha ideado una +9V –9V sorprendente solución para nosotros, que, 1KΩ 50Ω creo, rompe con los esquemas habituales AL AMPLIFIBOTON TIERRA CADOR en lo referente a dichos instrumentos. En DE PUESTA AL VOLTIMETRO 1MΩ DE IMPULSOS A CERO su circuito recurre a trucos ingeniosos que 50Ω hacen al dispositivo intrínsecamente cali1KΩ 1F brado. Además, al emplear dos latas concéntricas y activar la externa con la salida del amplificador, Gilbert convierte la carga 1N914 9 – 13 14 – A4 8 de la gota de lluvia en una tensión eléctrica FUENTE DE ALIMENTACION + 10 A3 12 + importante, a la vez que reduce las inter9V 9V + – + – ferencias eléctricas exteriores. +9V –9V 10KΩ Instalaremos este circuito entre las dos latas, tal como se muestra en la figura 1. Se tiende un cable de cuatro hilos (como 3. Un detector dual de picos de tensión permite realizar mediciones con un el que se usa en los teléfonos) hasta el voltímetro digital LA ATMÓSFERA
55
Resplandores entre la Tierra y el espacio ESTRELLAS
Stephen B. Mende, Davis D. Sentman y Eugene M. Wescott Por encima de las tormentas se desarrollan fenómenos eléctricos muy variados
ESPECTROS (ALTITUD: DE 50 A 90 KILOMETROS)
TECHO NUBOSO (ALTITUD: DE 5 A 10 KILOMETROS)
LUCES EN TIERRA
LOS ESPECTROS son destellos luminosos que tienen lugar a gran altura, muy por encima de las tormentas, en la mesosfera. Son fenómenos raros, pero ciertas tormentas los engendran con frecuencia. Lo normal es que la parte superior de las nubes esté cargada positivamente y la inferior negativamente. Y lo habitual es que la base de la nube, negativa, se descargue hacia el suelo en forma de rayo. Pero hay ocasiones
56
en que la parte superior, positiva, se descarga directamente a tierra, produciendo un chispazo de intensidad excepcional. Más o menos uno de cada veinte de estos rayos que saltan de la parte positiva de la nube a tierra posee tanta energía que engendra espectros. Estos ejemplos se han coloreado de acuerdo con una imagen en color obtenida desde un avión.
TEMAS 12
F
ascinación y temor han sido los encontrados sentimientos de los seres humanos ante el fulgor y la potencia de los rayos desde los tiempos más remotos. En la Grecia clásica, por ejemplo, se asociaba el rayo a Zeus tonante, su dios más poderoso. En los tiempos modernos, comprendida ya su naturaleza eléctrica, han persistido ciertos misterios. Han sido muchos quienes creyeron ver juegos de luces fluctuantes filtrándose por las alturas de los cielos nocturnos. Las auroras boreales, o ciertas nubes caprichosamente iluminadas, podían dar explicación de algunas de estas curiosidades, pero otras eran más desconcertantes. Son sobre todo los pilotos quienes observan a veces extraños destellos sobre las tormentas durante los vuelos nocturnos. La comunidad científica tuvo normalmente por apócrifos a estos informes hasta que John R. Winckler y sus colegas de la Universidad de Minnesota captaron una de estas enigmáticas visiones con una cámara de vídeo en 1990. Las imágenes revelaron relampagueos y fulgores de configuración absolutamente nueva. Esta proeza suscitó muchos esfuerzos encaminados a documentar los fenómenos eléctricos de las capas altas, cuyo resultado han sido cientos de observaciones similares realizadas desde aquella fecha, efectuadas desde la lanzadera espacial, desde aeronaves y también desde tierra firme. Con ello va que-
interviene en los relámpagos generados muy arriba es menor que en las descargas típicas. La consecuencia es que toman colores no observables en éstas, presentan aspecto rojizo y apenas son visibles. Se han de utilizar cámaras de vídeo muy sensibles para registrarlos contra el telón de fondo del oscuro cielo nocturno. Si a la debilidad de la luz emitida se une su naturaleza transitoria, se entienden fácilmente los graves problemas técnicos que plantea su observación. Dos de los autores (Sentman y Wescott) han promovido campañas de investigación con aviones a reacción especialmente preparados. Nosotros tres (y muchos otros) hemos estudiado también desde el suelo la actividad eléctrica a grandes altitudes. Todos los años, por ejemplo, nos reunimos por invitación de Walter A. Lyons, de ASTeR, e instalamos nuestros equipos en el laboratorio del patio de su casa, un emplazamiento que permite ver sin obstáculos las tormentas eléctricas de los Grandes Llanos estadounidenses. Umran S. Inan y sus colegas de la Universidad de Stanford han registrado asimismo ondas de radio de baja frecuencia desde la casa de Lyons, y han contribuido con sus mediciones a la formulación de modelos teóricos. Los recién descubiertos fenómenos eléctricos de la atmósfera superior se encuadran en cuatro categorías. Dos tipos de resplandor en los niveles altos, los llamados espectros y elfos, son manifestaciones ya conocidas de la física atmosférica. La causa de las otras dos variedades, IONOSFERA ESPECTROS los chorros azules y los sucesos de rayos gamma, RAYO DESDE LA permanece en territorios CARGA POSITIVA DE más especulativos. NuesLA NUBE AL SUELO tro grupo de investigación, y muchos otros de todo el mundo, se encuentra aún acopiando observaciones, con la esperanza de descifrar también los mecanismos físicos que rigen esta EL RAYO (izquierda) suele llevar cargas negativas desde la base de una nube hasta extraña fenomenología. tierra. Hay ocasiones en que potentes descargas pueden hacer que la carga positiva Hasta ese momento, acumulada cerca de la cima de la nube desaparezca de repente (centro ). El gran habremos de consentir campo eléctrico (gradación en color ) creado entre la cima de la nube y la ionosfera que la visión de estos arrastra a los electrones hacia lo alto, donde chocan con moléculas de gas. Si el curiosos estallidos de campo eléctrico es suficientemente intenso y el aire está lo suficientemente enraenergía, en su danza por recido, los electrones se acelerarán sin obstáculos y alcanzarán la velocidad neceel mundo etéreo que media saria para transferir su energía cinética a la estructura electrónica de las moléculas entre el suelo y el espacio, con las que choquen, llevándolas a un “estado excitado”. Las moléculas excitadas suscite en nosotros el ceden la energía así adquirida mediante la emisión de luz, originando espectros mismo sentir de asombro (derecha). Los espectros se extienden desde unos 50 hasta unos 90 kilómetros de y reverente temor que en altitud. los antiguos.
LA ATMÓSFERA
dando cada vez más claro que los fenómenos luminoeléctricos no se limitan a las capas inferiores de la atmósfera, las que se encuentran emparedadas entre la borrasca y el suelo, sino que regularmente se producen descargas eléctricas en el aire enrarecido, por encima de los cumulonimbos, hasta alturas de 90 kilómetros. Llama la atención que estos fenómenos, muchos de ellos apreciables a simple vista, hayan sido ignorados durante tanto tiempo. La existencia de algún tipo de relampagueo en las alturas de la atmósfera no tendría que haber sorprendido a los estudiosos, visto el tema desde la perspectiva actual. Hace bastante tiempo que se sabe que a gran altitud, muy por encima de los niveles turbulentos de la atmósfera, los rayos ultravioleta procedentes del sol chocan con las moléculas gaseosas, arrancándoles electrones. Este proceso crea la ionosfera, una capa conductora que circunda la Tierra. Pueden existir grandes diferencias de potencial eléctrico entre la ionosfera y las nubes de tormenta, como las que existen entre las nubes y el suelo. Impelido por tan enormes tensiones, el rayo es libre de invadir cualquiera de ambas zonas cuando se alcanza el punto de ruptura eléctrica del aire, que en condiciones normales es aislante, y se abren senderos de conducción para la corriente. Dado que la atmósfera se enrarece al aumentar la altura, el número de moléculas gaseosas que
57
a
b
LOS ELFOS constituyen manifestaciones a gran altitud de los campos eléctricos creados por rayos de excepcional intensidad. Son visibles en forma de estratos brillantes, similares a hojuelas (abajo, a la derecha, coloreados para darles su aspecto más verosímil). Los elfos pueden presentarse acompañados de espectros, aunque se forman antes y su duración es menor. La secuencia de imágenes de vídeo (arriba) ofrece el desarrollo cronológico
c
d
de unos y otros: justo antes de la descarga del rayo normal, el cielo presenta una oscuridad uniforme (a). El relámpago consiguiente ilumina la capa de nubes y genera enseguida el resplandor aplanado de los elfos en lo alto de la mesosfera (b). Aparecen efímeras erupciones de espectros por toda esta región de la atmósfera, que suman su fulgor a la débil luz procedente la capa luminosa (c). Por último, tan sólo persisten los espectros (d).
100 KILOMETROS CAPA DE ESPECTROS
TORMENTA ELECTRICA
0 KILOMETROS
LOS IMPULSOS ELECTROMAGNETICOS emitidos por las fuertes descargas del rayo crean elfos. Tales impulsos, que son, en esencia, fuertes estallidos de radioestática, se propagan desde el rayo a la velocidad de la luz en todas direcciones. Cuando la fracción de impulso dirigida hacia lo alto (casquetes es féricos) alcanza una altura crítica en la atmósfera (entre 75 y 100 kilómetros), el campo eléctrico asociado acelera los electrones. Estos chocan contra las moléculas del aire, llevándolas a estados excitados, con emisión de luz. En virtud de ese mecanismo se generan anillos luminosos que se expanden a lo largo de la intersección del impulso esférico con la capa crítica. La intersección se ensancha tan rápidamente (de hecho, a mayor velocidad que la luz), que estos anillos en expansión ofrecen el aspecto de discos aplanados.
58
TEMAS 12
a
b
c
d
LOS SURTIDORES AZULES, limitados a la región atmosférica situada por debajo de los 40 kilómetros de altitud, no son fáciles de observar. Una imagen en color ( derecha) muestra que estos surtidores emiten luz de color azul oscuro, luz que no penetra fácilmente en la atmósfera, al contrario que los tonos rojizos predominantes en espectros y elfos. Así pues, para su observación es obligado elevarse por encima de la densa atmósfera in ferior. Sentman y Wescott registraron estos misteriosos conos azulados cuando volaban sobre una fuerte tempestad en Arkansas, en 1994. Esta secuencia de imágenes de vídeo tomadas con una cámara monocromática (a-d) revela el surtidor formado por estas luces hacia las alturas, desde la cima de los cumulonimbos, a velocidades de unos 120 kilómetros por segundo. La ciencia se esfuerza por conciliar las diversas teorías y explicar exactamente cómo se producen los chorros azules.
20 KILOMETROS
LOS SUCESOS de rayos gamma y rayos X que acontecen por encima de las tormentas eléctricas son los más desconcertantes de todos los fenómenos eléctricos de gran altura. Su existencia fue descubierta hace muy poco por uno de los instrumentos instalados a bordo del satélit e Observatorio Compton de Rayos Gamma (izquierda), que demostró la emanación de rayos gamma provenientes de la Tierra. Los rayos gamma son tenidos por signatura de fuentes nucleares o cósmicas situadas a gran altura. No se esperaba que pudieran producirse en el seno de la atmósfera terrestre. En los espectros, por ejemplo, los electrones rara vez superan la energía de 20 electronvolt (la energía que adquiriría un electrón al ser acelerado por una diferencia de potencial de 20 volt), mientras que la generación de rayos gamma exige alrededor de un millón de electronvolt. Tal discrepancia equivale a la diferencia entre la energía de un explosivo químico y la de una bomba atómica. Como en el caso de los surtidores azules, el escrutinio científico está empezando a desvelar los misterios de los sucesos de rayos gamma.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA DISCOVERY OF I NTENSE G AMMA-RAY F LASHES OF ATMOSPHERIC ORIGIN. G. J. Fish-
man, P. N. Bhat, R. Mallozzi, J. M. Horack, T. Koshut, C. Kouveliotou, G. N. Pendleton, C. A. Meegan, R. B. Wilson, W. S. Paciesas, S. J. Goodman y H. J. Christian, en Science, vol. 264, páginas 13131316; 27 de mayo de 1994.
PRELIMINARY RESULTS FROM THE SPRITES 94 AIRCRAFT C AMPAIGN, 1: RED S PRITES. D.
D. Sentman, E. M. Wescott, D. L. Osborne, D. L. Hampton y M. J. Heavner en Geo physical Research Letters, vol. 22, n.o 10, páginas 1205-1208; 15 de mayo de 1995.
LA ATMÓSFERA
PRELIMINARY RESULTS FROM THE SPRITES 94 AIRCRAFT CAMPAIGN, 2: BLUE JETS. E.
M. Wescott, D. Sentman, D. Osborne, D. Hampton y M. Heavner en Geophysical Research Letters , volumen 22, número 10, páginas 1209-1212; 15 de mayo de 1995.
ELVES: LIGHTNING INDUCED TRANSIENT LUMINOUS EVENTS IN THE LOWER IONOSPHE-
. H. Fukunishi, Y. Takahashi, M. Kubota, K. Sakanoi, U. S. Inan y W. A. Lyons en Geophysical Research Letters, volumen 23, número 16, páginas 2157-2160; 1 de agosto de 1996. RE
59
Los monzones Peter J . Webster
Proyectando sobre tierra firme la energía solar que alcanza los océanos, estos vientos estacionales proveen de agua a la mitad de la población mundial
S
i la Tierra fuese un planeta más sencillo, cuyo hemisferio norte estuviera recubierto en su mayor parte de un continente único, y el resto fuera un vasto océano, las características del tiempo en la vecindad de las costas continentales no diferirían mucho, quizá, de las que regulan la vida en tres de los cinco continentes reales. Habría dos estaciones principales en la llanura costera, la lluviosa y la seca. Dentro de la estación lluviosa, alternarían, cada una o dos semanas, períodos de chubascos intensísimos con otros de tiempo soleado. Los habitantes de las regiones costeras y del interior meridional del hipotético continente llegarían a acostumbrarse a ciclos de cambio estacional regulares y definidos. Habría al menos un aspecto importante en el que la vida sobre ese planeta hipotético diferiría completamente de la vida en nuestra Tierra, a saber, que en él podrían predecirse con exactitud los principales cambios meteorológicos. La verdad es que ese planeta supuesto constituye un modelo simplificado de la Tierra, que se ha desarrollado, con ayuda de ordenadores, para simular las características globales del tiempo. En el planeta modelo puede predecirse el comienzo de la estación lluviosa, la alternancia de tiempo “durmiente” (seco) y “activo” (lluvioso) dentro de la estación de lluvias y la fecha aproximada de la terminación de éstas al comienzo de la estación seca. Un agricultor del planeta modelo que tuviera acceso a tal información podría planear la época de siembra, seleccionar el tipo de cultivo acorde con la precipitación adecuada y optimizar la probabilidad de una buena cosecha. Semejante predicción incidiría profundamente en la vida diaria de los dos mil millones de personas de la Tierra real que dependen del agua de las lluvias estacionales para consumo humano y usos agrícolas. 60
El comportamiento del tiempo a gran escala, que se simula en el planeta modelo, define al monzón. Término que se ha venido aplicando a las variaciones estacionales registradas en las costas del océano Indico y, de forma particular, a cierto sistema de vientos del mar Arábigo que soplan del sudoeste durante una mitad del año y del nordeste durante la otra mitad. Se asocia su etimología a la palabra árabe mausim, que significa estación. A medida que se han ido desvelando los mecanismos que originan los monzones, el término ha venido a designar cualquier ciclo climático anual con variaciones estacionales del viento que, en general, producen veranos húmedos e inviernos secos. Sin embargo, los mayores monzones, y los más fuertes, se presentan en las regiones de la Tierra donde nació su nombre: en los continentes de Asia, Australia y Africa y en los mares y océanos adyacentes. Aunque la característica definidora del monzón es una variación estacional, se observan fluctuaciones en escalas de tiempo que oscilan desde días hasta decenios. Las variaciones a corto plazo incluyen no sólo las fases activa y durmiente de la estación llu viosa, sino también las propias perturbaciones singulares de la fase activa. Durante una fase activa, el tiempo es variable, con frecuentes temporales que comportan las inundaciones asociadas, a menudo, a los monzones. A lo largo de una fase durmiente, el tiempo, que es seco, caliente y soleado, se distingue por la ausencia de temporales tropicales. A lo largo de períodos mucho mayores hay variaciones en la precipitación anual que pueden conducir a años de sequía o de inundaciones. Los ciclos de duración superior a un año no se conocen lo suficiente para avanzar predicciones fundadas, aunque pueden esperarse años de inundaciones o de sequía unas treinta veces por siglo. Hay, sin embargo, aporta-
ciones recientes a la teoría de los procesos húmedos de la atmósfera que permitirán pronto predecir las fases activa y durmiente.
E
l conocimiento práctico y la previ sibilidad general del fenómeno de los monzones desempeñaron un importante papel social y económico en muchas de las antiguas civilizaciones del hemisferio oriental. Mucho antes de la llegada de los europeos, los mercaderes habían abierto rutas comerciales entre Asia y Africa oriental, adaptando su comercio a los ritmos estacionales. Un piloto árabe mostró al explorador portugués Vasco da Gama la ruta comercial a la India desde la costa oriental de Africa en 1498, y los vientos monzones constituyeron la base de un lucrativo comercio y del intercambio cultural entre el este y el oeste. Los mercaderes y aventureros europeos regresaron a sus países con informaciones fragmentarias acerca de los vientos estivales del sudoeste y los invernales del nordeste. Provistos de tales observaciones meteorológicas correspondientes a las bajas latitudes, los estudiosos europeos estuvieron por primera vez en condiciones de considerar la circulación de la atmósfera a escala global. Dos de los más importantes estudios primitivos los realizaron Edmund Halley y George Hadley en el tránsito entre los siglos XVII y XVIII . Halley atribuyó la circulación monzónica al calentamiento y al enfriamiento diferenciales de las tierras y del océano fundamentalmente. Según su razonamiento, el calentamiento diferencial produciría diferencias de presión atmosférica, que serían igualadas por los vientos. Hadley hizo notar que la rotación de la Tierra alteraría la dirección de tales vientos, determinando que los que se movieran hacia el ecuador se desviasen a la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en e l hemisferio sur. Aunque trabajos posTEMAS 12
1. CIRCULACION DEL MONZON DE VERANO sobre la Indi a y sudeste de Asia. La corriente transporta aire húmedo del océano ecuatorial al continente (arriba). La circulación está producida por diferencias de presión atmosférica entre el aire caliente situado sobre tierra firme y el aire fresco sobre el océano. La intensidad de la circulación se incrementa cuando el vapor de agua transportado por el ai re se condensa y libera energía. En la estación seca, o invierno, la circulación
LA ATMÓSFERA
se invierte y la cobertura nubosa sobre la tierra se hace mínima (abajo). Los monzones no son exclusivos del océano Indico; se desarrollan dondequiera que haya una variación estacional del viento motivada por el calentamiento diferencial de la atmósfera. Las dos fotografías son imágenes compuestas, generadas por ordenador a partir de datos recogidos por el satélite meteorológico NOAA-5 el 3 de agosto y el 1 de diciembre de 1977.
61
teriores refinaron el conocimiento de energía para que se rompa la molécula ambos procesos, se les sigue conside- cristalina del hielo, de modo que las rando como las causas fundamentales moléculas puedan moverse librede los fenómenos monzónicos. mente en el estado líquido. También Hay, sin embargo, un tercer factor se requiere energía para transformar que determina muchas de las caracte- la fase líquida a vapor. rísticas distintivas de los monzones. La energía consumida para evapoEl margen de temperaturas y presio- rar agua se almacena en forma de nes sobre gran parte de la superficie energía cinética de las moléculas de terrestre queda en la vecindad del vapor de agua, energía que liberan punto triple del agua. El punto triple cuando se condensan de nuevo. de una sustancia es la combinación de Durante un cambio de fase se sumitemperatura y presión en que pueden nistra energía a una sustancia en coexistir sus fases sólida, líquida y forma de calor, o se extrae de ella, sin gaseosa. El punto triple del agua se cambiar su temperatura. Puede apreencuentra a la temperatura de 0,01 ciarse el efecto observando que, aungrados Celsius y a la presión de 6,104 que el hielo que haya en un vaso de milibares. Las moléculas de agua cuyo agua se vaya fundiendo en una habiambiente circundante esté próximo al tación caliente, la temperatura del punto triple pueden pasar libremente agua no cambia mientras quede algo de uno a otro de los tres estados. Las de hielo. moléculas de dióxido de carbono no pueden pasar en cambio al estado a importancia de los procesos líquido a las temperaturas y presiones hú medos obedece a que el agua que suelen encontrarse en la superfi- que en su momento se evaporó de los cie terrestre; hay que elevar conside- océanos almacena una sexta parte, rablemente la presión para que el aproximadamente, de la energía solar dióxido de carbono sólido (nieve car- que llega a la superficie de la Tierra. bónica o hielo seco) se funda, en lugar Al condensarse de nuevo y caer en de sublimarse a la fase de vapor. forma de lluvia, se libera la energía La capacidad del agua para evapo- almacenada en la fase vapor. Parte de rarse y condensarse fácilmente en la la enorme cantidad de energía solar atmósfera incide de un modo notable recogida en los océanos se libera sobre sobre la circulación monzónica. Es los continentes cuando el agua del aire precisamente en la comprensión de los húmedo oceánico se condensa sobre efectos de los procesos húmedos donde las masas terrestres gracias a la cirla meteorología moderna ha aportado culación monzónica. La liberación de su contribución teórica más impor- esta energía es la responsable de la tante. Cuando el agua pasa del estado potencia y duración de la estación sólido al líquido, hay que proporcionar monzónica lluviosa y de la variación,
L
2. FASES DE LA EVOLUCION de un monzón de verano. Las diferentes fases están gobernadas por la interacción de los procesos de aire húmedo con la fuerza que impulsa el ai re más denso hacia regiones donde la densidad sea menor. Cuando la radiación solar calienta el continente y el océano, el aire
62
observada dentro de ese mismo período, entre las fases activa y durmiente. Para conocer con mayor precisión cómo actúan los procesos húmedos en la circulación monzónica, habrá que entender antes bien el modo de operación de los mecanismos básicos impulsores de la circulación; de estos últimos se ocuparía, por vez primera, Halley en el año 1686. La atmósfera no se calienta de una manera uniforme, sino de modo diferencial, debido a que las masas terrestres tienden a estar más calientes que los o céanos en verano y más frías en invierno. La tierra y los océanos responden de un modo distinto a la radiación solar, por dos razones. Entre las propiedades intrínsecas del agua hallamos su gran capacidad para almacenar calor, si la comparamos con la capacidad de otras muchas sustancias. El calor específico de una sustancia mide su capacidad calorífica, pues se entiende por tal a la cantidad de energía que debe suministrarse para elevar en un grado Celsius la temperatura de un gramo de la sustancia. En el caso del agua, su calor específico es más del doble que el de la tierra seca, aunque el calor específico de la tierra aumente considerablemente cuando la tierra está mojada por la lluvia. Por tanto, en respuesta a la misma cantidad de radiación solar, la temperatura de una masa dada de tierra seca aumentará más de dos veces lo que aumente la de una misma masa de océano. La segunda razón de que sea mayor
situado sobre ellos se calienta también por conducción y se dilata. Al calentarse la tierra antes que el océano, el aire situado sobre ella, más caliente, se eleva en forma de burbujas turbulentas y dotadas de fuerza ascensional, siendo reemplazado por aire oceánico, más denso. Este transporta humedad
TEMAS 12
la capacidad calorífica del océano reside en su eficacia para intercambiar energía calorífica con agua situada a mayores profundidades y distribuir así el calor en una gran masa de agua. El viento que agita la superficie del océano crea remolinos turbulentos que transportan, en verano, agua caliente hasta niveles más bajos; el agua caliente es reemplazada por agua subsuperficial, más fresca, que, a su vez, se calienta. En invierno, el calor acumulado durante el verano se libera mediante el proceso inverso. A medida que la superficie del agua se enfría por la disminución de la radiación solar, el agua superficial se hunde y es reemplazada por agua más caliente, que asciende desde abajo. En virtud del intercambio y del ele vado calor específico del agua, la temperatura de la superficie oceánica varía menos que la de la continental. Los océanos representan enormes volantes que almacenan energía calorífica y, debido a la gran inercia del sistema, el ciclo de temperaturas superficiales máximas y mínimas está retrasado unos dos meses con respecto al correspondiente ciclo de calentamiento solar. En primavera, cuando comienza el ciclo anual del monzón, la energía calorífica que llega a la superficie del océano o del continente pasa a la atmósfera en forma de burbujas turbulentas de aire caliente, dotadas
de fuerza ascensional. La velocidad de transporte de calor es proporcional a la diferencia de temperaturas entre la superficie y la atmósfera. A medida que va ascendiendo, la burbuja se mezcla con aire más frío y cede su calor a la columna de aire situada por encima de la superficie recalentada. Esta forma de calentamiento e intercambio de calor se llama calentamiento sensible, debido a que la sustancia calentada ha de estar en contacto con la fuente de calor. El calentamiento sensible causa el calentamiento diferencial inicial de la atmósfera que está sobre la tierra y el océano y genera la energía potencial que impulsa al sistema monzónico. Los vientos monzones están alimentados por la conversión de parte de la energía potencial del sistema atmosférico en energía cinética. La energía potencial de un sistema sometido a la gravedad es proporcional a la distancia vertical entre su centro de masa y algún nivel de referencia idóneo, la superficie de la Tierra, por ejemplo. La energía potencial puede incrementarse elevando el centro de masa del sistema; esto se consigue aprovechando la energía cinética del sistema, con lo que se reduce su movimiento, o bien aportando energía procedente de fuentes externas. Por otra parte, si se hace descender el centro de masa, disminuye la energía potencial y queda disponible una cantidad correspon-
evaporada del océano, que almacena la energía solar en forma de calor latente (moteado). Cuando el aire húmedo avanza tierra adentro, se eleva también, y su vapor de agua se condensa, liberando el calor de condensación. El calentamiento adicional obliga al aire a dilatarse y a ascender más, reducien-
LA ATMÓSFERA
diente de energía cinética para alimentar el movimiento del fluido.
D
urante el monzón de verano, el ca lentamiento diferencial aumenta la energía potencial del sistema continente-océano al establecer una diferencia de presión entre las partículas de aire situadas sobre uno y otro. El aire que inicialmente está sobre el océano es más frío, y más denso por tanto, que el situado sobre el continente. La fuerza generada por el gradiente de presión, que tiende a igualar las diferencias de presión, obliga a que el aire más frío y denso del océano se mueva hacia la tierra, penetrando por debajo del aire caliente situado encima de ésta. Por tanto, el aire caliente se ve forzado a ascender. La combinación del ascenso del aire caliente y del descenso del aire frío hace descender el centro de masa del sistema atmosférico, de modo que los movimientos del aire liberan energía potencial. Al propio tiempo, la constante aportación de energía solar tiende a incrementar la energía potencial, debido al persistente calentamiento diferencial de la tierra respecto al océano. Los vientos monzones resultan de la tendencia de la atmósfera a hacer mínimo el gradiente de presión entre el continente y el océano. Desde el punto de vista energético podemos considerarlos, pues, resultado de la conversión de la energía
do la presión en su estela e intensificando la circulación monzónica. La lluvia enfría la tierra porque la evaporación del agua absorbe parte de la energía solar incident e. La región de máximo calentamiento en el suelo se mueve tierra adentro y la región de máxima precipitación la acompaña.
63
solar en energía potencial y, después, de energía potencial en energía cinética. La rotación terrestre, a través de la acción de una fuerza no inercial llamada fuerza de Coriolis, desvía la circulación de los vientos monzónicos. Esta desviación distingue los vientos monzones de las brisas marinas diurnas, que también se originan por calentamiento diferencial. Tales brisas surgen y se amortiguan con excesiva celeridad como para verse muy afectadas por la fuerza de Coriolis. La descripción que Hadley dio de la fuerza de Coriolis basta para vientos que se mueven de los polos de la Tierra al ecuador, aunque el efecto general pueda describirse sumariamente para vientos que se mueven en cualquier dirección. La fuerza de Coriolis desvía los vientos hacia la derecha en el hemisferio norte y, hacia la izquierda, en el hemisferio sur. La magnitud de la desviación depende de la latitud en que se mueva el viento: la desviación es máxima en los polos y nula en el ecuador. Es directamente proporcional al seno trigonométrico de la latitud. El monzón de verano continuaría, en condiciones ideales, en régimen estacionario hasta que se destruyese o perturbase el balance entre la energía potencial generada por la radiación solar y la liberación de energía potencial por parte del sistema atmosférico. Así, en Asia, el calentamiento solar disminuye sustancialmente después del equinoccio de otoño, y la temperatura del océano adyacente comienza a bajar. Simultáneamente, ciertas regiones del hemisferio sur,
sobre todo en la proximidad del archipiélago indonésico, se convierten en los centros de máximo calentamiento. A medida que se acorta la diferencia de temperatura entre las masas terrestres asiáticas y la de los océanos circundantes, la energía potencial del sistema se va agotando. Se dice que el monzón se retira, y en el hemisferio norte empieza la estación seca.
C
on el comienzo del invierno, la tierra firme y los océanos del hemisferio norte pierden calor por radiación hacia el espacio. Aunque las nubes atenúen las pérdidas radiativas, la cobertura nubosa suele ser menor sobre los continentes que sobre los océanos. Debido a la mayor pérdida de calor por parte de la tierra y a la mayor capacidad calorífica del océano, se restablece una diferencia de temperaturas entre las dos partes del sistema y vuelve a aumentar la energía potencial. El aire frío y a presión alta que está situado sobre Asia septentrional se mueve hacia el ecuador para restablecer el equilibrio, y es desviado hacia la derecha por la fuerza de Coriolis. La masa de aire frío, que viene del nordeste moviéndose sobre la superficie, es compensada por aire caliente del sur que avanza hacia el norte en las alturas troposféricas. La rotación de la Tierra desvía el aire superior caliente hacia el este, creando una intensa corriente en chorro sobre Asia y el Japón, cuyas velo cidades suelen alcanzar los 100 metros por segundo, equivalentes a más de 350 kilómetros por hora. La corriente en chorro, que con frecuencia inestabiliza el Pacífico central y septentrional,
3. CAMBIO ESTACIONAL DEL VIENTO. Es característico de la circulación monzónica en todo el mundo y resulta más pronunciado en las regiones que circundan el océano Indico. Obsérvese que, al cruzar el ecuador, el viento cambia de di-
64
favorece la formación de las borrascas depresionarias de invierno dominantes en las latitudes medias y altas del hemisferio occidental. El monzón invernal del nordeste continúa en régimen estacionario, de manera muy parecida a la del monzón estival del sudoeste, hasta que el calentamiento solar de la primavera disipa la energía potencial que propulsa al monzón. A medida que la temperatura del continente sobrepasa de nuevo la temperatura del océano, comienza a almacenarse energía potencial, y el ciclo vuelve a empezar. ¿Qué papel cumplen los procesos de aire húmedo en la circulación anual? Durante el monzón de verano, el vapor de agua evaporada sobre el océano es transportado junto con el aire que se mueve hacia el continente. Si una partícula de aire se moviese verticalmente de suerte que no ceda ni tome energía calorífica, la presión y la temperatura variarán de acuerdo con lo que se llama evolución adiabática. Si la partícula se eleva, avanzará hacia una región donde la presión sea más baja. Se creará entonces un gradiente de presión entre la partícula de aire y su nuevo entorno; a fin de igualar las presiones, la partícula tenderá a dilatarse. Para ello, sin embargo, habrá de realizar trabajo contra el aire circundante a expensas de la energía cinética de sus moléculas. Reducir la energía cinética de las moléculas implica reducir la temperatura. Si no hay intercambio de calor a través de la superficie que limita la partícula, el proceso se llama enfriamiento adiabático. Inversamente, en el calentamiento adiabático, la temperatura de
rección, efecto que se debe a la rotación terrestre. La zona donde convergen los vientos superficiales se encuentra principalmente en el hemisferio sur en enero, pero emigra hacia el norte, con el Sol, en julio.
TEMAS 12
4. LA DIFERENCIA DE TEMPERATURA entre el aire situ ado sobre el continente y el que cub re el océano eleva el centro de masa del sistema atmosférico, aumentando así su energía potencial. La diferencia de temperatura se mantiene por calentamiento exterior en verano y por enfriamiento radiativo en invierno. La corriente originada por el gradiente de presión entre las dos masas de aire tiende a disminuir la energía potencial del sistema y a aumentar su energía cinética. La cir-
una partícula de aire descendente aumenta al comprimirla el ambiente, aun cuando no se le haya añadido ni sustraído energía calorífica. Cuando una partícula de aire que lleva humedad procedente del mar se calienta por conducción y por corrientes convectivas de aire ascendente sobre la tierra, comienza a elevarse hacia alturas donde la presión es menor. Al ascender, se enfría adiabáticamente y el vapor de agua se condensa formando gotas de lluvia. En el curso de la condensación, se libera la energía solar que se utilizó para mantener el agua en la fase de vapor. La energía calorífica liberada, llamada calor latente, es absorbida por las
LA ATMÓSFERA
culación monzónica resulta del equilibrio entre los dos efectos. Cuando el monzón se encuentra en régimen estacionario (verano e invierno), la ganancia de energía potencial por calentamiento externo o por enfriamiento radiativo es exactamente igual a la pérdida causada por la acción de la fuerza resultante del gradiente de presión. En invierno y en primavera el centro de masa desciende y la energía potencial del sistema se disipa.
moléculas de aire y, por tanto, produce en la partícula una variación no adiabática de temperatura. El calor liberado de esta manera añade una considerable fuerza ascensional a la columna de aire ascendente situada sobre un continente caliente. La partícula de aire asciende a mayo r altura, provocando una mayor reducción de presión a nivel del suelo y dando lugar a una entrada más vigorosa de aire húmedo procedente del océano. De aquí que uno de los efectos de los procesos en aire húmedo sea intensificar la circulación monzónica. Sin procesos húmedos, la circulación continuaría existiendo, pero sería mucho más débil.
A causa de la columna de aire ascendente, las temperaturas de las zonas superiores de la troposfera de Asia meridional son mucho mayores en los subtrópicos que en el ecuador. El resultado es una fuerza, debida al gradiente de presión, dirigida hacia el ecuador a gran altura y opuesta a la existente cerca de la superficie. La rotación de la Tierra desvía la corriente superior hacia el oeste, dando lugar a una intensa corriente en chorro dirigida de este a oeste en la que los vientos pueden alcanzar velocidades de 50 metros por segundo, es decir, 180 kilómetros por hora. Esta corriente en chorro se extiende a través del océano Indico y Africa, donde cruza el ecuador
65
5. FLUCTUACIONES durante la fase activa del monzón de verano. Se producen en virtud del efecto de cizalladura, o variaciones de un lugar a otro en la velocidad horizontal del viento. Las regiones de cizalladura suelen inestabil izarse y se desprenden de la corriente principal de aire, girando como si fueran remolinos turbulentos que se apartaran de la corriente principal de un curso fluvial. Una perturbación de este tipo puede intensificarse por liberación de calor latente en una zona de precipitación y extenderse a centenares de kilómetros. Podemos seguir el curso de la perturbación cartografiando las precipitaciones producidas durante varios días.
llega, bastante bruscamente, algunas semanas después del solsticio de verano. Pero la circulación no alcanza su máxima intensidad hasta unas ocho o diez semanas después del solsticio. La razón del retraso reside en que la precipitación media sobre una superficie continental está directamente relacionada con la temperatura del aire que procede del océano. Cuanto mayor sea la temperatura de y se une a los vientos invernales del La influencia de las evoluciones del la superficie oceánica, tanto mayor oeste del hemisferio sur. Los vientos aire húmedo se aprecia, mejor que en será la del aire suprayacente y tanto terminan por descender sobre el cin- ningún otro aspecto, en sus efectos mayor la cantidad de vapor de agua turón subtropical de altas presiones sobre la fecha de los sucesos que cons- que pueda contener. Cuando el aire que se forma durante el invierno en el tituyen el monzón estacional. Los que sopla del océano lleva más vapor hemisferio sur. Las características procesos del aire húmedo definen, de agua, mayor es la energía que generales de la corriente superior de virtualme nte, la fecha de comienzo , puede liberarse al condensarse sobre retorno fueron predichas por Halley parecen determinar su máxima la tierra. De ahí que la intensidad de basándose solamente en deducciones intensidad y controlan su retirada. El la circulación monzónica aumente. racionales. inicio del período de precipitación Los océanos del hemisferio de verano alcanzan su temperatura máxima unos dos meses después del solsticio de estío; por tanto, la cantidad de vapor de agua transportada por el viento monzónico no llegará a su valor máximo hasta mediados o finales de agosto en el hemisferio norte y hasta fines de febrero o comienzos de marzo en el hemisferio sur. La retirada del monzón implica el cese gradual de la precipitación, pasado el equinoccio de otoño. No sólo se reduce, en esa época, el calenta-
6. EL CALOR SOLAR que alcanza la superficie del océano durante el verano se distribuye por el interior de una capa de cincuenta metros de espesor, en virtud de la turbulencia inducida por el viento. En invierno, el ciclo se invierte; el agua fresca superficial, empujada hacia abajo por el viento y por su superior densidad, se reemplaza por agua más caliente y menos densa, acumulada bajo la superficie durante el verano. Las líneas a trazos representan la distribución media de energía calorífica en función de la profundidad. La mezcla es la principal razón de que la temperatura del océano vaya retrasada respecto al ciclo solar.
66
TEMAS 12
7. TEMPERATURAS MAXIMAS Y MINIMAS de la superficie del océano. No coinciden con los extremos del ciclo solar, sino que están retrasadas respecto al Sol entre ocho y diez semanas. Como la energía potencial del sistema monzónico viene determinada, a grandes rasgos, por la diferencia de temperaturas entre los hemisferios norte y sur, la energía potencial alcanza
miento diferencial entre los océanos y los continentes, sino que también lo hace la energía inyectada en el sistema por el transporte de vapor de agua. El aire más fresco situado sobre el océano contiene menos vapor, por cuyo motivo decrece gradualmente el
calor latente liberado por la precipitación sobre tierra firme. Con esto se puede ya esbozar la teoría de los procesos de aire húmedo sobre la que se basa el modelo de ordenador de la circulación monzónica. Recordemos que nuestro planeta hipo-
8. PARA CAMBIAR LA FASE DEL AGUA de sólida a líquida o de líquida a vapor se requiere una fuente externa de calor. Puesto que la energía se conserva, la energía calorífica queda almacenada en forma de calor latente en la fase que corresponde a la temperatura más alta. En la transición de fase de vapor a líquido, de vapor a sólido o de líquido a sólido, se libera la energía almacenada. La temperatura de una sustancia permanece constante durante un cambio de fase, aun cuando en el proceso haya intercambio de energía.
LA ATMÓSFERA
su máximo unos dos meses después de los solsticios y su mínimo otros dos después de los equinoccios. La máxima temperatura del océano determina también la máxima velocidad de evaporación; así pues, los procesos de aire húmedo presentan su mayor actividad en la época de máxima energía potencial. Es entonces cuando los monzones son más intensos.
tético consta de un océano y un continente, que cubre simétricamente la porción superior del hemisferio norte. La costa continental coincide con el paralelo 14 grados norte. En lo demás el planeta modelo es idéntico a la Tierra: se halla a la misma distancia
9. PUNTO TRIPLE DEL AGUA. Se trata de la única combinación de temperatura y presión a la cual pueden coexistir las fases sólida, líquida y vapor del agua. De todos los planetas, la Tierra es el único que mantiene condiciones próximas al punto triple. El agua cuyo entorno está próximo al punto triple puede cambiar libremente de u na a otra de las tres fases. La energía solar se puede así recoger y almacenar en una fase de mayor energía y puede después transportarse y liberarse sobre regiones relativamente pequeñas.
67
del Sol, gira alrededor del mismo eje partícula de aire de un modo no adiainclinado, con el mismo período y su bático, por conducción o como resulatmósfera es física y químicamente la tado de la condensación de vapor de de la Tierra. agua, el aire asciende hasta una Se supone, en el modelo, que la región de presión más baja y se enfría atmósfera responde a una variación adiabáticamente. Por otra parte, si la no adiabática de temperatura de una partícula pierde calor por radiación partícula de aire restituyendo adiabá- (proceso no adiabático), el aire desticamente la temperatura de la partí- ciende y se contrae adiabáticamente cula a su valor original. La hipótesis hasta que su temperatura retorna al concuerda estrechamente con el com- valor inicial. portamiento de la atmósfera tropical Para simular de forma más verosíreal. Así, cuando se aporta calor a una mil la tendencia de la atmósfera a
10. SIMULACIONES DE LOS PROCESOS MONZONICOS realizadas con ordenador usando tres modelos simplificados de la Tierra, que muestran cómo la temperatura superficial (isolíneas) varía con el tiempo y con la latitud. En el modelo de la Tierra cubierta completamente por un océano, la temperatura de la superficie varía de manera muy lenta. Cuando la parte superior del hemisferio del planeta modelo está cubierta por un continente único y en la simulación no se incluyen los procesos de aire húmedo, la evolución de la temperatura del océano se retrasa muchas semanas respecto a la del continente. La
68
compensar la aportación no adiabática de calor, hay que tomar en consideración un complicado sistema no lineal. El movimiento vertical del aire sobre un continente recalentado es el resultado de formas interdependientes de calentamiento no adiabático, principalmente calentamiento sensible y latente, además de la respuesta adiabática. Cuando llueve sobre el continente, el suelo se moja, y parte de la radiación solar que se empleab a antes en calentar la superficie va
máxima temperatura en tierra firme se da justamente al norte de la costa. Cuando se incluyen los procesos de aire húmedo, la tierra se enfría justamente al norte de la costa y la temperatura superficial varía cíclicamente durante el monzón de verano. Se supone que las características del planeta Tierra (tales como la distancia al Sol, la inclinación del eje y la composición de la atmósfera) son las mismas que las que definen al planeta modelo. La simulación puede mostrar también cómo varía la componente vertical de la velocidad del viento con el tiempo y la latitud (aunque no se haya representado aquí).
TEMAS 12
ahora a gastarse en evaporar parte de la humedad del suelo. La tierra se enfría y decrece la cesión de calor sen sible al aire situado encima de la tierra mojada. La reducción de calor sensible no altera de forma importante el mecanismo propulsor de los monzones, porque el calor sensible viene a constituir tan sólo una décima parte del calor latente que se libera en la precipitación. La reducción sí produce, en cambio, el efecto de trasladar la posición
del máximo de calor total (calor sensible más calor latente) hacia e l interior de la masa continental. La región donde la velocidad vertical de la circulación presenta su máximo sigue el movimiento de la posición de máximo calentamiento, de modo que la condensación de vapor se dirige hacia el interior. La célula monzónica deja en su estela una superficie de tierra saturada de agua y una masa de aire relativamente seca y descendente. El agua acumulada en el suelo se evapora len-
11. FASES ACTIVA Y DURMIENTE del monzón de verano en la simulación matemática. Se producen cuando los procesos de aire húmedo se incluyen en el modelo hipotético que tiene un casquete continental. La distribución de la temperatura superficial con el tiempo y la latitud es una ampliación del área enmarcada en color en el diagrama interior de la página opuesta. También se representa la distribución de la velocidad vertical del viento. Las corrientes de aire ascendentes ( zona coloreada) son características del monzón activo, mientras que el aire descendente (región gris) inhibe el desarrollo vertical de nubes
LA ATMÓSFERA
tamente y la temperatura de la tierra que se está secando comienza a ascender. Al aumentar el calentamiento sensible sobre la región continental inmediata a la costa, se forma de nuevo una zona de baja presión y los vie ntos húm edos pro ced entes del océano se desvían de su rumbo inicial, que era hacia el interior. Una segunda célula monzónica domina la circulación tierra adentro; vuelve a producirse precipitación cerca de la costa. Ciclo que se repite.
y corresponde al monzón durmiente. En el diagrama de la derecha se representa la distribución de temperatura y velocidad vertical del viento en un corte vertical para tres días del ciclo. Para hacer patente el paso de las fases activa y durmiente, el gráfico de cambios de temperatura muestra la diferencia entre la temperatura real y la temperatura media para esa latitud a lo largo de un período de treinta días. La temperatura desciende en la estela del monzón activo en los días ocho y doce y sube cerca de la costa en el día doce, a medida que se seca el suelo. La fase activa del ciclo comienza de nuevo.
69
En el modelo, la componente vertical del viento sobre una porción del continente puede mostrar la alternancia de las fases activa y durmiente del monzón. Las regiones de ascendencia representan la fase perturbada o activa. La estela, donde domina la subsidencia y no pueden desarrollarse las células tormentosas, constituye la fase durmiente. Si se examina la distribución de temperatura y de la componente vertical de la velocidad del viento durante varios días, se advertirá que una fase activa del monzón se mueve hacia el interior desde la costa, seguida luego de un período durmiente. Las observaciones de satélites corroboran, hasta cierto punto, la
teoría de las fases activa y durmiente del monzón involucrada en el modelo matemático. Revelan que el lugar geométrico de máxima nubosidad sobre el océano Indico va trasladándose gradualmente hacia el norte, conforme progresa la célula monzónica. Las perturbaciones del monzón activo y la precipitación intensa están asociadas a la banda de nubes. En la región despejada, detrás de esta banda y sobre la mayor parte de la India, se registra una interrupción de la fase activa que anuncia un período de temperaturas elevadas, pero sin lluvia. El ciclo tiene un período de 15 a 20 días, en concordancia aceptable con las predicciones del modelo.
H
ay tres problemas de predicción distintos, que corresponden a las tres escalas de tiempo del fenómeno monzónico. Para los sucesos más breves, las borrascas de la fase activa, por ejemplo, podemos elaborar analogías matemáticas del sistema físico que produce el mal tiempo. Cuando se le suministran los datos que describen las condiciones actuales del tiempo, el método de simulación digital puede extrapolar los datos hacia el futuro de acuerdo con las reglas de la analogía matemática. La así llamada “predicción numérica del tiempo” constituye una técnica bien establecida que puede alcanzar una razonable exactitud en pronósticos para varios días próximos. Pero el método presenta un incon veniente muy grave: los datos iniciales deben constituir una descripción completa del estado de la atmósfera en una región dada, incluidas las variables que caracterizan los procesos de aire húmedo. La recogida de tales datos está probablemente fuera del alcance de las redes de observación disponibles. La exploración remota de la atmósfera mediante satélites y boyas flotantes, que operen en colaboración con la red de estaciones de observación superficial, podrá suministrar en el futuro los datos adecuados para la predicción.
A
la hora de pronosticar tendencias estacionales o anuales, apenas se emplean las analogías matemáticas. También aquí los datos escasean, y lo que es más importante, los cálculos resultan demasiado complicados para facilitar predicciones numéricas exactas del clima. No obstante, del estudio de largas series de datos se deduce que ciertas fluctuaciones climáticas están relacionadas con ciertos sucesos precursores. Por ejemplo, el clima invernal de América septentrional parece condicionado por anomalías en la distribución de temperaturas de superficie en el Pacífico Norte. Dada la importancia de los procesos de aire húmedo en relación con los fenómenos monzónicos, quizá valga la pena buscar correlaciones semejantes, por ejemplo, entre fenómenos monzónicos extremos y temperaturas anormales de la superficie oceánica. En la predicción de los sucesos a 12. EL CALENTAMIENTO TOTAL de una columna de aire situada sobre el contiescala de tiempo intermedia, es decir, nente es la suma de tres contribuciones: calentami ento radiativo (no representado las fases activa y durmiente del monaquí), calentamiento sensible (debido al suelo calentado por el Sol) y calentamienzón, es donde la predicción podría to latente (procedente de la condensación del vapor de agua). La precipitación tener su mayor impacto económico y tiende a reducir el calentamiento sensible de la columna de aire, haciendo que el social. Predecir la transición de una calentamiento máximo total se traslade tierra adentro. La región donde el aire fase a otra requiere un pronóstico para ascendente alcanza su máxima velocidad también se mueve hacia el interior del un período de semanas, demasiado continente, y a ello sigue una lenta migración del monzón activo.
70
TEMAS 12
largo para técnicas numéricas exhaus- tañosa de los Andes no limitase la tivas. Pero si son correctas las teorías circulación, el calentamiento superfide la alternancia de fases activa y cial diferencial entre la cuenca del durmiente, podría superarse el esco- Amazonas y el Pacífico produciría una llo. Se podría tal vez desarrollar una corriente de aire que penetraría en el analogía matemática más sencilla y Amazonas, dejando una zona de bajas eficaz, que ignorase los sucesos a presiones en el Pacífico meridional. escala de tiempo más corta y se con- Tal zona de bajas presiones obligaría centrase en los elementos del sistema al alisio del nordeste a cruzar el ecuade variación más lenta. dor, y la fuerza de Coriolis lo desviaría Dentro del contexto de la teoría hacia el sudeste, completando el cirgeneral de la circulación monzónica, cuito de corrientes de aire interhemishay variaciones locales y continenta- féricas. Pero la presencia de las monles que deben tenerse en cuenta. El tañas determina que la corriente a Himalaya y la altiplanicie tibetana, través del ecuador sea floja en el por ejemplo, parecen acelerar el Pacífico oriental, y sean los alisios los comienzo del monzón asiático y que continúen soplando a través de aumentar su intensidad final. Datos todo el Pacífico, hasta Indonesia. obtenidos mediante satélites indican Ade más , el Pacíf ico orien tal está que las partes central y sudoriental dominado por agua fría. Aun cuando del Tíbet permanecen libres de nieves los Andes no existieran, el contenido durante la mayor parte del año. Por hídrico del aire resultaría demasiado tanto, la meseta se calentará rápida- bajo para crear la cantidad de e nergía mente durante la primavera del asociada a los monzones asiáticos. El hemisferio norte. A pesar de haber aire que circula en la cuenca amazósido objeto de múltiples estudios teó- nica se humedece por la evaporación ricos, no acaba de saberse con exacti- del océano Atlántico. tud cómo influye la meseta en la atmósfera. e han realizado cierto número ¿Qué ocurre con los monzones de de experimentos de campo a una ve ra no de Au st ra li a y Af ri ca ? escala internacional para obtener Sencillamente, que tienden a ser bas- datos detallados con que investigar los tante más débiles que su contrapar- monzones. Merecen citarse el tida asiática. Sobre Australia septen- Experimento Internacional del océano trional, la precipitación decrece Indico, que se llevó a cabo entre 1959 rápidamente tierra adentro, de modo y 1965, y los Experimentos Monzónicos que sólo una estrecha faja a lo largo (MONEX), de 1978 y 1979. Los últide la costa norte recibe una cantidad mos formaban parte del Experimento importante de lluvia monzónica. De Meteorológico Global e incluían estuforma análoga, las áridas tierras cen- dios separados de las circulaciones trales del Sahel africano reciben sólo monzónicas de verano y de invierno. precipitaciones esporádicas durante En cada experimento se emplearon el verano. Africa occidental y Australia satélites, buques y aviones instruson regiones monzónicas de parecido mentados para obtener una represengeográfico, y ninguna de ellas está tación tridimensional del desarrollo influenciada por una estructura mon- del monzón. Una de las aplicaciones tañosa dominante que pudiera equi- más importantes de tales datos será pararse al Himalaya. la comprobación de la teoría de las Quizás extrañe la ausencia de sis- fases activa y durmiente de los montemas monzónicos relevantes en zones. ambas Américas. La región ecuatorial del hemisferio occidental está dominada por la cuenca del Amazonas, y la masa de aire situada encima de ésta se halla sometida a inyección de calor sensible y latente durante gran parte del año. En América septentrioBIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA nal, el enfriamiento radiativo inverMONSOON METEOROLOGY. Número espenal genera considerable energía cial de Pure and Applied Geophysics, potencial entre los dos hemisferios. dirigido por T. N. Krishnamurthi, voluPero ni siquiera así puede desarromen 115, números 5 y 6, páginas 10871529; 1977. llarse una corriente de aire entre HE T SCIENCE AND WONDERS OF THE ATellos, debido al baluarte opuesto por MOSPHERE. Stanley D. Gedzelman. John los Andes. Wiley & Sons. Inc., 1980. La fuerza de Coriolis hace que el MONSOON DYNAMICS . Dirigido por Sir aire frío de Norteamérica penetre en James Lighthill y R. Pearce. Cambridge el océano Pacífico para constituir el University Press, 1981. alisio del nordeste. Si la barrera mon-
S
LA ATMÓSFERA
COLABORADORES DE ESTE NUMERO Traducción:
Manuel Puigcerver: La atmósfera, Las nubes, Electrificación en las tormentas , Los monzones, Tornados, Una atmósfera cambiante, El monóxido de carbono y la Tierra en llamas; Inés Rodríguez Hidalgo: La aurora dinámica; Luis Bou: Resplandores entre la Tierra y el espacio; Héctor Millán: Modelización del ciclo geoquímico del carbono ; J. Vilardell: Medición de la electricidad de las gotas de lluvia , Medición del viento con metal caliente
Portada: Prensa Científica, S.A. Página
Fuente
5
Laboratorio de Física Atmosférica y Espacial, Universidad de Colorado en Boulder Walken Graphics Jet Propulsion Laboratory Instituto de Tecnología de California Centro Europeo de Predicción Meteorológica a Medio Plazo, Reading, Inglaterra Walken Graphics Manuel Puigcerver Documents Pour la Science Syun-Ichi Akasofu Ian Worpole Greg Gilbert, The Seattle Times Joe Lertola Gordon Gerber (arriba ); Richard E. Orville, Universidad Estatal de Nueva York en Albany ( abajo ) Laboratorio Nacional de Los Alamos (arriba ); Earle R. Williams ( abajo ) Joe Lertola
6 7-8 10-11 12-16 18-23 25-31 33 34-39 42-43 44-47 48 49 50 51 54 55 56-57 58-59 61 62-70 72 73 74-75 76-77 78-79 80 81 82 88 90-91 92 93-94 95 97 98-100 101 103 104 105 106-112
NASA
Bryan Christie Johnny Johnson Stephen B. Mende y R. L. Rairden, coloreado por Laurie Grace ( fondo); Bryan Christie (recuadro ) Bryan Christie (izquierda y fondo ); Stephen B. Mende ( arriba y centro ); Daniel L. Osborne (derecha) Administración Nacional del Océano y la Atmósfera Alan D. Iselin Kathy Konkle Johnny Johnson Howard B. Bluestein Tomo Narashima Matthew Arrot; R. Wilhelmson (arriba ); David Sams ( abajo) Jerry M. Straka, Joshua Wurman y Erik Rasmussen Jim Argo, SABA Christopher R. Church B. J. Skinner, Universidad de Yale Joe Lertola Johnny Johnson Joe Lertola H. Hughs, Four By Five Richard O. Bierregaard, Jr., Photo Researchers, Inc. Hank Iken Chester C. Langway, Jr. (arriba ), Hank Iken ( abajo ) B. Barbey, Magnum Photos, Inc. Hank Iken Nature
Thomas C. Moore
71
Medición del viento con metal caliente Shawn Carlson
¿H
asta qué punto logra el nido reducir el aire frío de una tormenta de invierno? ¿Cuán intensa debe hacerse una brisa para obligar a una hormiga cortadora a aferrarse más a las hojas? A estas y otras preguntas daremos respuesta si somos capaces de medir las exiguas velocidades de viento de espacios cerrados. Por desgracia, los anemómetros que emplean aspas hemisféricas montadas en un árbol vertical son de manejo difícil y muchos de ellos valen sólo para medir velocidades superiores a unos cinco metros por segundo. Para velocidades del viento más bajas es mejor recurrir a la anemometría térmica, que se basa en el efecto enfriador del aire en movimiento sobre un trozo de metal caliente. Los anemómetros térmicos profesionales funcionan merced a diminutos cables al rojo y miden velocidades del aire del orden de un millón de veces por segundo. Pero estos sistemas son caros y los cables se rompen con facilidad. Más económico resulta el procedimiento que vamos a describir, fundado en dos bolitas metálicas y algunos componentes electrónicos baratos. Una de las bolas se calienta con una corriente eléctrica que atraviesa una resistencia. La diferencia de temperatura entre las bolas indica la velocidad del viento con un error inferior a pocas unidades por ciento y el dispositivo funciona hasta en un tarro de mantequilla. Con bolas de aluminio de 12 mm de diámetro se consiguen unos anemómetros óptimos. El aluminio conduce el calor mucho mejor que el acero y el bronce; además, no es tan alterable por agentes atmosféricos como el cobre
RESISTENCIA 100-, 1/4-WATT ALAMBRE DE CONSTANTAN
ALAMBRE DEL TERMOPAR
1. La calibración de un anemómetro requiere que las bolas se monten en un extremo de una vara graduada a la que hace girar el motor de un ventilador de techo
ALAMBRE DE COBRE TUBO DE COBRE DE 6 MM
TORNILLO DE BANCO
y el latón. Admite pulido fuerte y refleja bien tanto el espectro visible como el infrarrojo, lo que hace al anemómetro insensible a la luz solar directa. Las bolas hay que protegerlas. El aluminio pulido se araña y los rasguños alterarían las propiedades térmicas de las bolas. Si bien una capa de esmalte blanco las protegería, también las aislaría un poco y haría que reaccionaran con más inercia a los cambios en la velocidad del viento. Es preferible chapar en oro las bolas sin pulir, con lo que se obtiene una superficie reflectora y duradera. Prepare las bolas practicando en ellas orificios de 2,4 mm de diámetro; una de ellas taládrela de un lado a otro (la que será la bola caliente) y la otra sólo hasta 9,5 mm. Aísle eléctricamente los hilos de una resistencia de 100 ohms y 0,25 watts dándoles una capa de esmalte de base látex. Cuando los hilos estén secos, inserte la resistencia en la bola caliente, dejando que los hilos sobresalgan por cada extremo. Pegue en su sitio la resistencia con un toque de epoxia aluminiada de baja viscosidad; conseguirá así un buen contacto entre la bola y la resistencia. Para calentar la resistencia, emplee un circuito integrado 7805, con lo que le aplicará cinco volts. El microcircuito puede alimentarlo con cualquier tensión continua comprendida entre cinco y 35 volts. Este circuito consume una batería alcalina de nueve volts en unas cinco horas, por lo que debería considerarse emplear un adaptador o unas baterías de linterna mayores. Conecte un sumidero de calor al respaldo del microcircuito; yo usé una pizca de epoxia aluminiada. La diferencia de temperatura entre las bolas se mide con un termopar, que consta de dos alambres conductores eléctricos, hechos de metales distintos, unidos entre sí. Los termopares habituales son los de cobre y constantán, alambres de los que necesitará unos 10 cm. Quite un centímetro, más o menos, de aislante de cada extremo de cada alambre y una ambos alambres retorciéndolos para formar dos uniones. Sumérjalas en esmalte. Corte el alam-
CABLES TABLILLAS DE POTENCIA DE MONTAJE Y SEÑAL
ARROLLAMIENTO DE CABLE SOBRANTE
VOLTIMETRO
FUENTE DE ALIMENTACION PARA CALENTAR LA BOLA
VOLTM ETER
VARA GRADUADA PILAS DE 9 VOLT NAIPE
ESPIGA DE 6 MM
CONMUTADOR REDUCTOR
CIRCUITO REGULADOR DE VELOCIDAD
MOTOR DE VENTILADOR
72
TEMAS 12
bre de cobre por el centro y estañosuelde los cabos a sendos alambres de cobre distintos. Inserte una unión en cada bola y selle con epoxia aluminiada. Curve un trozo de 30 cm de tubo de cobre de 6,4 mm de diámetro dándole forma de S y sujete un poco de alambre entre los brazos de la S. Sobre el alambre rígido monte las bolas separadas algunos centímetros (figura 1). La señal de tensión procedente del anemómetro se intensifica con un amplificador operacional (tipo 741) y se lee en un voltímetro digital. Con estos componentes se detectan velocidades de viento de hasta 0,1 metro por segundo. Para calibrar el anemómetro, tendrá que medirse la tensión de salida para varias velocidades de viento conocidas. Un procedimiento sería comparar las lecturas con las de un anemómetro de aspas hemisféricas. Pero ello sólo nos daría una precisión suficiente para velocidades superiores a unos cinco metros por segundo, habida cuenta de la insensibilidad de los anemómetros de aspas hemisféricas. Podría extrapolarse a velocidades inferiores, pero tal predicción sería posiblemente incorrecta a causa de que, para vientos lentos, varía la rapidez a la que se enfría la bola caliente. Un procedimiento de calibración más exacto consiste en hacer pasar corrientes de aire de velocidades conocidas por encima del dispositivo; más concretamente, en colocar el instrumento en una plataforma rotatoria. Podemos valernos de un motor canibalizado de un antiguo ventilador de techo, que resulta ideal porque posee una base desmontable y un control de velocidad; además, rota despacio (a unas cinco revoluciones por segundo) y sin peligro. Pero los mandos de un ventilador de techo están en el costado que no conviene a nuestros fines. Habrá, pues, que conectar los conmutadores al respaldo del motor y extender los cables. Un error en esta operación puede provocar sacudida eléctrica, así que encomiende el trabajo a un electricista profesional. Pídale también que instale el circuito regulador de velocidad dentro de una caja metálica y, para conseguir un ajuste fino, que coloque un conmutador reductor. DE LA UNION DE LA BOLA “FRIA” DEL TERMOPAR
DE LA UNION DE LA BOLA “CALIENTE” DEL TERMOPAR 7
3 +
6
741 2 –
4
220 K 1K
+
–
+
–
9V
9V
FUENTE DE ALIMENTACION QUE CALIENTA LA BOLA CALIENTE
1
2
+ 9V
3. Unos sencillos circuitos calientan la bola y amplifican la señal del termopar, la cual es leída por un voltímetro
LA ATMÓSFERA
–
7805
100 ) S T80 L O V I L I M (
60
A D I L A S E40 D N O I S N 20 E T
0 0
2 4 6 8 VELOCIDAD DEL VIENTO (METROS POR SEGUNDO)
10
2. Los datos de calibración revelan una relación exponencial entre la tensión de salida y la velocidad del viento
Monte una vara graduada sobre la carcasa del motor. Con un tornillo de banco sujete el anemómetro a un extremo de la vara, y en el otro extremo de ésta instale toda la electrónica. Yo sujeté el voltímetro con conductos portacables justo al lado del centro del motor y lo leía mientras giraba. Esto resulta fácil a bajas velocidades, pero se complica a cinco vueltas por segundo. A altas velocidades necesitará una luz estroboscópica. Cuando el anemómetro rota, su velocidad (o en el mismo caso, la velocidad del aire que pasa por encima) es el perímetro del trayecto circular multiplicado por la frecuencia de rotación, en ciclos por segundo. Es decir, la velocidad vale 2pRf , donde R es la distancia del centro del motor al anemómetro y f es la frecuencia. La frecuencia de rotación se mide con un naipe grapado al costado inferior del brazo. Monte una espiga corta de tal modo que la carta la golpee a cada vuelta, produciendo un sonido seco. Cuente el número de clacs a lo largo de un intervalo; la frecuencia será ese número diviAMPLIFICADOR dido por el tiempo del intervalo. DE LA SEÑAL Seleccionando la posición del anemóDEL TERMOPAR metro sobre el brazo y la velocidad de rotación del motor, creé velocidades de viento comprendidas entre 0,1 y 22 metros por segundo. AL VOLTIMETRO Las calibraciones hágalas todas en una habitación cerrada. Tapone bien puertas y ventanas y no se pasee ni se mueva durante las pruebas. El dispositivo es algo sensible a la temperatura ambiente, de modo que asegúrese de hacer las calibraciones tanto durante una mañana fría como durante una tarde cálida. Después, no deje de anotar la temperatura del aire siempre que trabaje. Una vez calibrado el anemómetro, puede estudiarse la sutil interacción 5V 3 entre numerosos animales y sus entornos o medir corrientes de aire en cualquier lugar del interior de un edificio, cueva o máquina de gran tamaño. Los A LA RESISTENCIA aficionados que documentan esos DE LA BOLA tipos de “microclimas” figuran hombro CALIENTE a hombro junto a los profesionales, porque alcanzan pareja precisión en su trabajo. 73
Tornados Robert Davies-Jones Mucho se ha avanzado en el conocimiento de las tormentas capaces de desencadenar tornados, pero no se han despejado todas las incógnitas sobre la formación de esos vórtices violentos
L
a primavera de 1995 fue prolífica en tornados en Norteamérica. Sólo en mayo, unos 484 episodios mataron a 16 personas y produjeron daños materiales por valor de millones de dólares. Los investigadores veían también un aspecto positivo. Día tras día, la predicción de tormentas violentas les sacaba del Laboratorio Nacional de Tormentas Violentas (NSSL) de Norman, Oklahoma, para acudir presurosos a los estados de Texas o de Kansas, de donde regresaban a veces entrada la madrugada. Tras el análisis diario de la situación a la mañana siguiente, volvían a encaminarse hacia allí con la esperanza de seguir recogiendo valiosos datos sobre la formación de los tornados.
74
TEMAS 12
1. ATERRIZAJE DE UN TORNADO el 12 de abril de 1991 al norte de Oklahoma ( fotografía de doble página). Dejó un rastro de destrucción de 800 metros de ancho. El 31 de mayo de 1990, en el Rabo de la Sartén de Texas, uno de los tornados, que emergió de una tormenta muy compleja, demolió varios edificios situados en una franja de 1600 metros de anchura (encima).
LA ATMÓSFERA
75
Los mapas meteorológicos del 16 de dos. Cuando William Gagan y yo nos mayo indicaban riesgo de tornados acercamos desde el sureste con un ves pertin os en Kan sas . Hac ia las vehículo pertrechado con el equipo cinco de la tarde había estallado una instrumental adecuado, el “Probe I”, amenazadora tormenta, alimentada vislumb ramo s la cima de una torpor vientos cálidos y húmedos del sur menta monstruosa, a 16 kilómetros de que se elevaban y entraban en rota- altura y a 95 de distancia. La torción al formar una corriente ascen- menta avanzaba en dirección estedente. La tormenta era una “super- nordeste a casi 50 kilómetros por hora, célula” muy organizada, condición movimiento típico en las Grandes ideal para el nacimiento de los torna- Llanuras.
Tomamos la autopista federal. Al aproximarnos a unos 15 kilómetros vimos por primera vez la base, larga y oscura, de la nube. Unos kilómetros más allá, observamos la manga de un tornado, en forma de trompa de elefante, que pendía de la parte posterior de la torre nubosa principal, cerca de Garden City. En nuestro afán de acercarnos más, maniobramos por carreteras secundarias. Lo
Anatomía de una tormenta tornádica
E
stalla una tormenta supercelular cuando una masa de aire cálido y húmedo penetra en una capa estable situada por encima y asciende a través del aire fresco y seco. En el hemisferio norte, la corriente ascendente se inclina hacia el nordeste y gira en sentido antihorario cuando se mira en planta. Las partículas de aire cálido, frenadas en la estratosfera, descienden y se extienden lateralmente en el “yunque”. La lluvia que cae al nordeste de la tormenta proviene de la corriente ascendente; atraviesa el aire seco del nivel intermedio, enfriándolo y provocando su descenso. La rotación de la supercélula desplaza parte de la lluvia y del aire fresco, conduciéndolos al lado suroeste de la tormenta. Cerca ya del suelo, el aire cálido y el aire enfriado por la lluvia chocan a lo largo del frente de rachas, una frontera turbulenta. Es aquí donde tienden a formarse las nubes forro muy bajas y los tornados, en la vecindad de un punto cuspidal que indica el centro de rotación de la tormenta.
YUNQUE
MESOCICLON VIENTO A NIVEL INTERMEDIO
FORRO NUBOSO
C O R R E E N I E NT F R I D ES C E N DENTE AD A P O R L A L
LUV IA
F R D E E N T E R A C H A S
V I E N T O A B A J O N I V E L
perdimos de vista. Pero volvimos a localizarlo a unos cinco kilómetros al noroeste de nuestra posición. Era delgado y colgaba horizontalmente detrás de la nube madre, hasta que de repente se dobló para formar un ángulo recto con el suelo. Sin la menor duda, lo estaba separando de la nube el aire frío que descendía del interior de la tormenta, que se acercaba a su final.
MAMMATOCUMULUS
N O E
Supercélulas
L
a mayoría de los tornados avanzan a unos 50 kilómetros por hora, no duran más que unos minutos y dejan sobre el suelo rastros de su poder devastador, que tienen medio centenar de metros de ancho. Los extremadamente destructivos pueden llegar a tener kilómetro y medio de ancho, alcanzar velocidades entre 90 y 100 kilómetros por hora y estar en contacto con el suelo durante más de una hora. Los tornados del hemisferio norte, que son los que arrasan el territorio estadounidense, el nordeste de la India y Bangladesh, casi siempre giran en sentido antihorario, vistos desde arriba. Los tornados del hemisferio sur, así los australianos, tienden a girar en sentido horario. Tales sentidos de giro se llaman ciclónicos. Edward M. Brooks descubrió en 1949, por medio del examen de las variaciones de la presión atmosférica en las estaciones meteorológicas próximas a los tornados, que estos vórtices suelen formarse en el seno de los mesociclones, masas mayores de aire en rotación. En 1953 apareció un mesociclón en una pantalla de radar en Urbana, Illinois, que dibu ja ba un apé ndi ce ganch udo en la parte suroeste del eco que la tormenta producía en el radar. Como la lluvia refleja las microondas del radar, la forma de gancho indicaba que la lluvia era arrastrada, en cortina, en giro ciclónico. T. Theodore Fujita examinó en 1957 fotografías y películas de cine tomadas por personas que vivían en las zonas de la base y de los bordes de una tormenta tornádica en Dakota del Norte y halló que la totalidad de la torre nubosa giraba ciclónicamente. Keith A. Browning construyó un retrato bastante exacto de las tormentas tornádicas por los años sesenta. Advirtió que la mayoría de los tornados se originaba en el interior de tormentas de particular magnitud y violencia, a las que llamó supercélulas. Estos potentes sistemas se desarrollan en entornos hidrostáticamente muy inestables, en los que los vientos varían claramente con la altura y hay aire frío y seco encima del aire cálido y húmedo que descansa sobre la superficie de la Tierra, que tiene como kilómetro y medio de espesor. Una delgada capa estable separa las dos masas de aire e impide que se desencadene la inestabilidad hidrostática. Esta tapadera se puede abrir si el aire inferior se calienta por la acción
solar o si interviene algún otro mecanismo climático perturbador. Los frentes, las corrientes en chorro y las perturbaciones de los niveles superiores de la atmósfera, visitantes habituales de las Grandes Llanuras durante la estación de tornados, pueden impulsar el aire hacia arriba. Como la presión atmosférica disminuye con la altura, las partículas ascendentes se expanden y se enfrían. Llega un momento en que están lo bastante frías para que su vapor de agua comience a condensarse en gotículas neblinosas, formando la base plana de una nube. El vapor desprende calor latente al condensarse, calor que se transfiere a las partículas de aire contiguas, que se tornan más calientes que el aire circundante y ascienden libremente hasta grandes alturas, a velocidades de hasta 250 kilómetros por hora, formando la torre de una nube tormentosa. La cizalladura, o variación de la dirección del viento con la altura, inclina la corriente ascendente hacia el nordeste. A medida que ascienden, las gotículas se van soldando y crean gotas de lluvia. La fuerza ascensional de las partículas de aire queda parcialmente compensada por el peso del agua y del hielo. Las partículas pierden impulso en la estratosfera, descienden hasta unos 13 kilómetros y se mueven horizontalmente hacia fuera, formando el “yunque” de la tormenta. La lluvia que cae de la corriente ascendente inclinada se evapora en el seno del aire seco del nivel intermedio, en el borde nordeste de la supercélula, provocando su enfriamiento y descenso hacia el suelo. La rotación de la tormenta va empujando progresivamente a la lluvia y a la corriente descendente alrededor de la ascendente. El aire fresco tiene una humedad relativa más alta que el cálido; si se le obliga a ascender, crea nubes a meno r altura. Es así como se origina una base nubosa más baja y oscura, el llamado forro de la base, cuando la corriente ascendente aspira parte de este aire. En contraste con la mayoría de las tormentas, que contienen varias corrientes ascendentes y descendentes que se interfieren entre sí, las supercélulas constan de una o dos células, cada una con su corriente descendente que coexiste con una amplia corriente ascendente giratoria. Su grado de organización permite que las supercélulas pervivan durante mucho tiempo en un régimen intenso y casi estacionario, lo que lleva a la formación de tornados.
S
77
b
a
c
2. SIMULACION MEDIANTE ORDENADOR de una supercélula, que da vida a un tornado, débil y ancho. Se basa en la solución de las ecuaciones hidrodinámicas para el agua y el aire en una malla tridimensional de puntos que representa el espacio. Al comenzar la tormenta (a; 43 minutos tras el comienzo de la simulación ) y
Supongamos que una región ascendente cuyo radio pudiera estar comprendido entre 1,5 y 5 kilómetros comenzase a girar con vientos de 65 kilómetros por hora o más, creando un mesociclón. Tal tormenta podría originar rotaciones a nivel superficial e incluso un tornado, generalmente en el borde suroeste de la corriente ascendente y cerca de la descendente contigua, aunque el mesociclón estu viese ya en su fase madura o comenzando a debilitarse.
evolucionar (b; 101 minutos después) la malla (invisible) se amplía mediante retículas de puntos de finura creciente, de h asta 0,1 kilómetros de separación, en regiones de intensa rotación. El centro giratorio de la tormenta queda evidenciado en una vista desde abajo (c; 103 minutos). Por mor de claridad, se prescinde de la lluvia
Persecución de un tornado El mesociclón muere envuelto en una cortina de lluvia cuando su corriente ascendente es interceptada, ara localizar dónde y cuándo es cerca de la superficie terrestre, por el más probable la aparición de un aire muy frío que sale de la parte cen- tornado, el NSSL llevó a cabo un tral de la corriente descendente. Si la Proyecto de Intercepción de Tornados supercélula es persistente, puede que entre 1972 y 1986. Los grupos interse haya formado ya otro mesociclón ceptadores empezaron por obtener algunos kilómetros al suroeste del que muchos metros de películas para se extingue, a lo largo del frente de medir las velocidades extremas del rachas, que es la frontera entre el aire viento, que aportaron el “contraste en cálido y el fresco. Y pudiera desarro- tierra” de las observaciones de radar. llarse rápidamente un nuevo tornado. Se cosecharon otros beneficios adicio-
P
Potencia destructora
L
os destrozos que los tornados producen en los edificios, sirva de muestra la casa texana de la fotografía, y las distancias a que pueden transportar objetos pesados revelan las extremas velocidades del viento que se alcanzan en la proximidad del suelo. El Instituto de Investigación de Desastres de Lubbock, Texas, dedujo en los años setenta que los peores daños comprobados requerían velocidades del viento de hasta 450 kilómetros por hora. Se observó también que las paredes de los edificios situadas a barlovento, generalmente hacia el suroeste, casi siempre caían hacia dentro; de ello se infería que, en la mayoría de los casos, las estructuras son destrozadas por la fuerza bruta del viento y no por un brusco descenso de la presión atmosférica. Por consiguiente, se dejó de aconsejar a quienes habitaban en el “Callejón de los Tornados”, en el medio oeste de los EE.UU., que abrieran las ventanas para reducir la presión interior. Esta recomendación errónea hizo que muchas personas se hirieran con los fragmentos de vidrio roto procedentes de las ventanas cuando corrían a abrirlas. También se dejó de aconsejar que se escondieran en la esquina
78
suroeste de la casa, pues es donde se corre mayor peligro de que las paredes se derrumben sobre uno. Ahora se aconseja buscar refugio en un cuarto central cerrado, porque allí se dispone de la protección adicional de las paredes interiores.
TEMAS 12
y
d
procedente de las nubes negras; además, se ha convertido en transparente un denso forro nuboso que llega hasta el suelo. Un vórtice blanco se inicia a gran altura en las nubes (d; 104 minutos) y alcanza el suelo rápidamente (e; 107 minutos).
e
la
nales. Los “cazadores” observaron que los tornados se desarrollaban muchas veces en zonas tormentosas donde no había lluvia ni relámpagos; se desecharon así las hipótesis que apelaban a tales estímulos para desencadenarlos. Y en 1975 se registró un episodio rarísimo: un tornado anticiclónico. Su rotación, opuesta a la de la Tierra, no se limitaba a intensificar la del giro del planeta. Luego el NSSL patrocinó otro proyecto, el de comprobación de los oríge- presión. Se distribuyen por el suelo la nube. Apareció un tornado muy nes de la rotación en el experimento antes de que comience el tornado a fino; no emergía de la base oscura, de tornados (VORTEX, del título intervalos de unos cien metros. como es habitual, sino de una base inglés Verification of the Origins of Las nueve furgonetas restantes son nubosa adyacente más alta. Este vór Rotation in Tornadoes Experiment ). las “sondas”, cuya misión estriba en tice, tras besar el suelo, levantó resto s Una flotilla entera de vehículos está acopiar datos meteorológicos de regio- de objetos, pero vivió los breves minupreparada para realizar mediciones nes predeterminadas de la tormenta. tos de su existencia en forma de en el interior y en las cercanías de las La primera, llamada Probe 1, se embudo nuboso en las alturas, sin supercélulas. Una de las furgonetas encarga de medir gradientes de tem- señales visibles de contacto con el va pilota da por el coo rdinad or de peratura en la proximidad y al norte suelo. campo, Erik N. Rassmussen, que tra- del tornado o mesociclón, región de Al nordeste se desarrolló otro nuevo baja con los meteorólogos de la oficina granizadas fuertes y frecuentes. forro, que se hizo amenazadoramente central en Norman para elegir la tor- Granizo del tamaño de una pelota de grande y bajo, pero que no llegó a menta blanco y poner orden en la reco- tenis convierte repetidamente en añi- producir tornado alguno. Cerca de Jetgida de datos. Hay cinco furgonetas cos el parabrisas de Probe 1. more se desarrolló una nueva torequipadas para realizar radiosondeos Aquel martes en Kansas, mientras menta al sur de la que estábamos del interior y los alrededores de las el tornado se disipaba, corríamos siguiendo. Nos dirigimos hacia el tormentas; otra docena porta estacio- hacia el este para mantenernos norte para corroborar que esta tornes meteorológicas montadas en el delante de la tormenta, a la caza de menta, más vieja, estaba perdiendo su techo, aparatos que se elevan una un nuevo mesociclón. Mientras esqui- capacidad generatriz de tornados. decena de metros por encima del vábamos los baches encharcados de Vol vim os des pué s sobre nuestro s suelo. Los datos se almacenan y se aquellos caminos de carro, pudimos pasos, para caer al sur de otra nueva procesan en los ordenadores portáti- ver dos filas de hasta ocho postes de tormenta. les de la cabina. alta tensión tumbados en el campo y Una de estas últimas furgonetas se segados a medio metro del suelo. El sello de un vórtice encarga de filmar los tornados para Debió haberse producido un fuerte analizarlos. Hay otras dos que des- tornado oculto en la lluvia al nordeste demás de la flotilla mencionada, pliegan nueve “tortugas”, llamadas de nuestra posición. Los periódicos así por su semejanza con los quelonios informaron al día siguiente de la caída VORTEX cuenta también con dos marinos; son paquetes de instrumen- de 150 postes. aviones que vuelan en torno a la tortos construidos para resistir los embaUnos 50 kilómetros más al este divi- menta y con tres vehículos más. Todos tes de un tornado y que pesan unos samos el forro, una nube baja y oscura, ellos están equipados con radar veinte kilo s. Tienen sensores bien en rotación; era un a modo de pedestal Doppler, instrumento que proporprotegidos para medir la temperatura que descendía de la base principal de ciona información vital sobre las
A
LA ATMÓSFERA
79
VELOCIDAD DEL VIENTO (METROS POR SEGUNDO)
Las primeras mediciones Doppler, realizadas en 1971, confirmaron que los vientos 12,8 del interior de un “gancho” 9,6 están girando a velocidades de unos 80 kilómetros por 6,4 hora. Esta circulación, 3,2 observable primero a una altura de unos cinco kilóme0 tros, va seguida de rotación –3,2 a niveles mucho más bajos –6,4 como preludio al desarrollo de un tornado vigoroso. Una –9,6 pequeña anomalía regis–12,8 trada en el mapa de velocidades Doppler de una tor–16,0 menta tornádica en Union REFLECTIVIDAD DEL RADAR (DECIBELIOS) City, Oklahoma, en 1973 70,0 resultó coincidir en el tiempo 60,4 y en el espacio con un violento tornado. 50,8 El radar no podía “ver” o 41,2 resolver directamente el tornado, pero mostró fuertes 31,6 vi ent os qu e ca mb ia ba n 22,0 bruscamente de dirección al atravesar el vórtice y su pre12,4 cursor en el interior de las 2,8 nubes. Este sello del vórtice suele aparecer a unos 2700 –6,8 metros, entre diez y veinte –16,4 minutos antes de que llegue al suelo. Puede extenderse –26,0 no sólo hacia abajo, sino 3. LA FIRMA O SELLO de un tornado puede detectambién hacia arriba, alcantarse por radar Doppler hasta veinte minutos antes zando en ocasiones hasta 11 de que toque el suelo. Si los vientos del interior de kilómetros de altura en el las nubes cambian bruscamente a lo largo de un caso de grandes tornados. trecho muy corto, habrá posiblemente un vórtice Aunque el sello del torpotencial o real, como en el caso del tornado de nado pueda servir para Hanston, Kansas, observado por el autor el 16 de mayo de 1995 (arriba). El radar corriente presenta alertar al público de que los mesociclones, en los que suelen hallarse inmerbusque refugio en un sótano sos los tornados, como un apéndice ganchudo hacia o en un cuarto interior, no el lado suroeste de la tormenta. El rizo ganchudo es observable más que del radar de la tormenta de Hanston revela tamcuando el meteoro ya está bién la presencia del tornado (abajo). bastante cerca, a menos de 95 kilómetros. A distancias corrientes de aire en las tormentas mayores, de hasta 250 kilómetros, los tornádicas. El radar Doppler más avisos de su inminencia pueden funmoderno y portátil, construido por darse en la detección radárica del Joshua Wurman y Jerry M. Straka, mesociclón progenitor. Se está instaha suministrado ya detalles sin pre- lando una red de radares Doppler por cedentes acerca de los tornados. todo el territorio de los Estados Para medir a distancia la velocidad Unidos para mejorar el servicio de del viento, los radares Doppler protección civil. meteorológicos emiten destellos de Howard B. Bluestein se sirvió de un radiación de microondas y reciben radar Doppler portátil en 1991 para después la parte reflejada por un medir velocidades del viento de hasta grupo de gotas de lluvia o de partícu- 450 kilómetros por hora en la proximilas de hielo. Si las gotas avanzan dad de un tornado violento en Red hacia el radar, el destello reflejado Rock. Aunque elevadas, estas velocitiene una longitud de onda más corta, dades distan mucho de los 800 kilómeque denuncia esta componente de la tros por hora postulados hace medio velocidad de las gotas. (La policía de siglo para explicar hechos tan sorprentráfico usa instrumentos parecidos dentes como el descubrimiento de para descubrir a los vehículos que pajas clavadas en la corteza de los contravienen las normas de limita- árboles. (La interpretación más plaución de velocidad.) sible de este fenómeno consiste en que 16,0
80
el viento dilate las grietas de la madera, que después se cerrarían bruscamente, aprisionando la paja.) Basta un único radar Doppler para poder generar alertas locales. Pero la investigación logra una visión más coherente si se dispone de un segundo equipo Doppler, alejado del primero entre 40 y 55 kilómetros y que observe la tormenta desde un ángulo distinto. Tal sistema Doppler doble, que se vie ne usa ndo des de 197 4, mide la velocidad de la lluvia en dos direcciones diferentes. Puesto que la masa de aire se conserva, y conocida la velocidad con que está cayendo la lluvia respecto al aire en movimiento, los meteorólogos reconstruyen el campo de viento en tres dimensiones y pueden calcular la vorticidad (o rotación local del aire) y otros parámetros. Con tales datos se descubrió que el tornado se encuentra a un lado de su corriente ascensional progenitora, cerca de una corriente descendente, y se comprobó que el aire que penetra en un mesociclón gira alrededor de su dirección de avance.
Rotación
E
n 1978 se produjo un descubrimiento de primera magnitud para desentrañar las complicadas rotaciones que se dan en las tormentas tornádicas. Robert Wilhelmson y Joseph B. Klemp realizaron simulaciones informáticas que reproducían supercélulas enteras de sorprendente realismo, con rasgos tales como las configuraciones de precipitación en gancho. Avanzando por pequeños intervalos temporales, resolvieron numéricamente las ecuaciones que rigen la temperatura, la velocidad del viento y la conservación de la masa respecto del aire y de las diversas formas de agua —vapor, gotículas de nube y gotas de lluvia— en una malla de puntos tridimensionales que remedaba el espacio. En ese mundo simulado, al menos, los científicos mandaban. Incluso sin variación late ral algu na del medio circundante inicial, lograron crear supercélulas, con lo que dieron al traste con la explicación popular que atribuye el origen de los tornados al choque de masas de aire. Al “desconectar” la rotación terrestre, pusieron de manifiesto que ésta apenas influía durante las primeras horas de la vida de una tormenta. Era más bien la dirección del viento, que viraba con la altura en los niveles inferiores, la que resultaba crucial para el desarrollo de la rotación.
TEMAS 12
En el caso de una supercélula típica, a girar alrededor de su dirección de velo cidad del viento. Pero el efecto el viento cercano al suelo sopla del movimiento horizontal. Pero al des- neto del rozamiento es muy parecido sureste, el situado a 0,8 kilómetros de cender, su eje de rotación se va incli- al de una taza de té removido con la altura procede del sur y el que sopla nando hacia abajo, dando lugar a un cucharilla. a kilómetro y medio lo hace del giro anticiclónico. El arrastre reduce las velocidades suroeste. El viento cuya velocidad o Harold A. Brooks y el autor mostra- y, por tanto, las fuerzas centrífugas dirección cambian con la altura pro- ron en 1993 que, mediante un meca- en una delgada capa cerca de la parte duce rotación. Imaginemos cómo nismo bastante complicado, la rota- inferior. Provoca que el líquido se empezaría a girar una varilla vertical ción en el seno del aire subsidente mueva hacia dentro sobre el fondo de por la acción del viento. Si el proce- invierte su dirección antes de que el la taza, como lo demuestra el hecho de dente del sur soplase débilmente cerca aire llegue a completar su descenso. que las hojas de té confluyan hacia el del suelo y con mayor fuerza más Con el tiempo, este aire que gira cicló- centro. Pero el fluido de la parte supearriba, la varilla giraría alrededor de nicamente aparece a muy bajos nive- rior de esta corriente entrante gira un eje dirigido de este a oeste. les. Este aire moderadamente fresco más rápidamente conforme se va acerPero ¿qué ocurriría si el viento, en fluye a lo largo de la superficie y es cando al eje en virtud del efecto de la vez de variar de velocidad, cambiase absorbido e incorporado en el costado patinadora sobre hielo. El resultado de dirección, de sureste a suroeste? sur-oeste de la corriente ascendente. es un vórtice a lo largo del eje de la Supongamos que la varilla avanzase Por ser convergente el flujo hacia la taza. W. Stephen Lewellen ha llegado hacia el norte, siguiendo la dirección corriente ascendente, el aire gira más a la conclusión de que los vientos más del viento a un nivel intermedio, de deprisa, de igual manera que una fuertes de un tornado se alojan en los unos 800 metros. Su extremo superior patinadora sobre hielo aumenta su cien metros inferiores. resultaría empujado entonces hacia el velocidad de rotación pegando los braEl rozamiento explica también la este y su extremo inferior hacia el zos al cuerpo. persistencia de los tornados. Estos oeste, de modo que giraría alrededor Pese a que sepamos cómo se desa- contienen un vacío parcial en su parte de un eje norte-sur. Por tanto, el aire rrolla la rotación general de los nive- central; las fuerzas centrífugas impiestá dotado de vorticidad según la les intermedios y bajos de un meso- den que el aire avance hacia dentro a corriente: gira en torno a su dirección ciclón, seguimos sin identificar la través de las paredes del tornado. de movimiento. razón de que se formen los tornados. Bruce R. Morton explicó en 1969 cómo Las partículas de aire dotadas de Según la explicación más elemental, sobrevive el vacío. Las intensas fuer vorticidad en el sentido de la corriente son resultado del rozamiento con el zas de empuje de Arquímedes impiexperimentan una inclinación hacia suelo, una observación paradójica, den que el aire penetre en la parte arriba de sus ejes de rotación cuando ya que el rozamiento suele frenar la central del tornado a través de su penetran en una corriente ascendente. Por tanto, la corriente ascendente, considerada en su conjunto, gira ciclónicamente. Esta teoría, proUn largo viaje puesta primero por Browning en 1963 y demostrada analíticamente en los sta fotografía recorrió 160 kilómetros años ochenta por Douglas K. Lilly y transportada por un tornado de por el autor, explica el giro de la Ardmore, Oklahoma, en 1995. Pedazos corriente ascendente a niveles interde tejados, de cubiertas y otros objetos medios, pero no la rotación cercana al pesados recorren muchas decenas de suelo. Las simulaciones realizadas kilómetros; un ala de avión voló 16 por Klemp y Richard Rotunno en 1985 kilómetros en 1985. La mayoría de los demostraron que la rotación en los restos caen a la izquierda de la traniveles bajos depende de la corriente yectoria del tornado, clasificándose descendente de la supercélula, frecuentemente en bandas bien enfriada por la evaporación, pues no definidas según el peso. se produce cuando se “desconecta” la Los investigadores de la evaporación de la lluvia. Universidad de Oklahoma recoHubo más. Las simulaciones revepilan las informaciones que les laron que la rotación de baja altura llegan sobre objetos transportados se origina al norte del mesociclón, en por los tornados, lo que les permite analizar aire moderadamente enfriado por la las corrientes de aire del interior de las tormentas. Los tornados parecen elevar algunos objetos a varios kilólluvia y subsidente (esto es, que desmetros de altura dentro de la tormenta principal. Los restos ligeros ciende lentamente). A medida que la puede que retornen al suelo a 250 kilómetros de distancia. A modo de rotación intermedia obliga a la botón de muestra, hubo cheques anulados en Wichita Falls, Texas, que aparecorriente descendente a girar ciclónicieron en Tulsa, Oklahoma; ocurrió en abril de 1979. Y, según cierto informe de camente en torno a la ascendente, 1953 recogido por los investigadores, “Emily McNutt, de South Weymouth, parte del aire fresco de la primera se Massachusetts, halló un traje de novia en el patio trasero de su casa. Estaba dirige hacia el sur, con aire cálido a sucio, como era de esperar, pero intacto y en notable buen estado. Una etiqueta su izquierda y aire mucho más frío a cosida al traje rezaba ‘McDonald, Worcester’, lo que indicaba que había sido su derecha. El aire cálido, que posee transportado unos 80 kilómetros hasta el lugar de su aterrizaje final” (reproduc ido fuerza ascensional, tira hacia arriba de Tornado! , de John M. O’Toole). del lado izquierdo de las partículas, Los relatos sobre objetos transportados por tornados se pueden enviar por mientras que el aire frío las empuja correo electrónico al Tornado Debris Project en
[email protected] por su lado izquierdo hacia abajo. En consecuencia, el aire fresco empieza
E
LA ATMÓSFERA
81
ahora en una ancha manga de polvo cuya parte superior se ensanchaba en Tornado de mesa un embudo que descendía de la base de la nube. Cuando llegamos delante os experimentos de laboratorio han ayudado a explicar por qué los tornados de nuestra “presa”, se transformó en pueden adquirir distintas configuraciones. Un aparato que construyó Neil B. Ward en los años sesenta y que luego perfeccionaron John T. Snow y otros varios vórtices más pequeños, todos investigadores hace que el air e entre en rotación conforme va penetrando en un girando furiosamente alrededor del compartimiento más bajo gracias a la presencia de una rejilla giratoria. Fluye eje central del tornado. (Fujita observó entonces hacia la cámara principal a través de un ancho orificio central, absorbido en 1967 que algunos tornados dejaban por los ventiladores extractores de la parte superior. El aparato ha reproducido atrás maizales desmochados en varios muchas de las características de los tornados reales, tales como la distribución surcos yuxtapuestos. Neil B. Ward de presiones atmosféricas en la vecindad de su cara inferior. atribuyó después esos rastros sintoReinterpretando los resultados máticos a tornados subsidiarios. Como de Ward, el autor halló en 1973 que un punto de la llanta de la rueda de la magnitud crucial para la formauna bicicleta que gira alrededor del ción de tornados es la relación de eje mientras éste se mueve hacia torbellino, S , usada en primer lugar delante, los frenéticos subvórtices por W. Stephen Lewellen. describen trayectorias cicloidales.) S es la relación entre la velociEscasos de gasolina, corríamos dad tangencial de la corriente delante del tornado, preocupados porascendente en el borde del orificio que no sabíamos dónde ni cuándo aca(controlado por la rotación de la baría el camino. El tornado estaba rejilla) y la velocidad ascensional quizá a kilómetro y medio de distancia media a través del orificio (determiy no se movía perceptiblemente en nada por el ventilador). Para S infenuestro campo de visión, lo que indirior a 0,1, no hay vórtice. A medida caba que avanzaba directamente que S aumenta, aparece un vórtice hacia nosotros a una velocidad de 50 dotado de un intenso chorro hacia kilómetros por hora. El coordinador arriba en su parte inferior (dere- de campo acudió a auxiliarnos inforcha ). Cuando S supera 0,45, el mándonos de una carretera al norte, vórtice se torna totalmente turbuhacia Burdett, que tomamos con alilento, con una corriente descen vio. Paramos después de kilómetro y dente central rodeada por una medio y vimos cómo el tornado, que fuerte ascendencia. Y a la relación había estado tocando el suelo por lo de torbellino crítica de 0,1 se formenos a lo largo de 20 kilómetros y man un par de vórtices en lados tenía ahora la apariencia clásica de un opuestos del vórtice progenitor. tubo de estufa, pasaba al sur de nuesPara relaciones de torbellino todatra posición y desaparecía por el este vía más altas, se han observado en la oscuridad. hasta seis vórtices subsidiarios. Regresamos como pudimos a casa, con el vehículo averiado, los datos inciertos y el pulso acelerado, conforcima. En la cercanía del suelo, el roza- manifiesto inesperadamente ante tados por las noticias de que se ha bían miento reduce la velocidad tangencial nosotros aquel día de mayo en Kansas. obtenido magníficos datos de radar y con ello las fuerzas centrífugas, per- Para cuando llegamos a la tormenta desde el aire y con el nuevo radar de mitiendo una entrada vigorosa, aun- sur, en la pequeña ciudad de Hanston, tierra portátil. Considerándolo retrosque de poco espesor, en la parte cen- estaba oscureciendo y empezaban a pectivamente, deberíamos habernos tral. Pero el rozamiento también suspenderse las operaciones. Pero mantenido junto al tornado, a su actúa limitando los vientos que pene- entonces el coordinador de campo dio misma marcha, en vez de adelantarlo tran e impidiendo así que entre sufi- aviso a los grupos de que en nuestra y convertirnos de perseguidores en ciente aire para llenar la parte cen- vec indad se enc ont rab a una nub e perseguidos. tral. Los tornados se intensifican y se forro en rápida rotación. Al tiempo estabilizan después de haber reali- que comenzaron a sonar las sirenas de zado el contacto permanente con el alarma, observamos un delgado torsuelo, porque sus corrientes hacia nado en serpentina alcanzar el suelo BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA dentro quedan restringidas a una del- a cinco kilómetros al sureste de nuesEL TORNADO. John T. Snow, en Investigagada capa fronteriza. tra posición. ción y Ciencia, págs. 48-59; junio de Salimos disparados hacia el norte 1984. para colocarnos delante del tornado, THUNDERSTORM MORPHOLOGY AND DYContacto con el suelo sin darnos cuenta, en nuestra excitaNAMICS . Segunda edición. Dirigido por ción, de la existencia de una profunda Edwin Kessler. University of Oklahoma Press, 1986. a teoría del rozamiento no explica, vaguada de drenaje que atravesaba la THE TORNADO: ITS STRUCTURE, DYNA sin embargo, por qué un vórtice en calle. Dañó la dirección del vehículo e MICS, PREDICTION, AND HAZARDS . Dirilas nubes anuncia a veces con diez o inclinó la estación meteorológica, pero gido por C. Church, D. Burgess, C. veinte minutos de antelación la entrada continuamos adelante. Torcimos, Doswell y R. Davies-Jones, en Geophyen contacto del tornado con el suelo. entrando en un camino de carro, para sical Monograph número 79. American Muchas de las características clási- dirigirnos hacia el este, al lado norte Geophysical Union, 1993. cas de los tornados se pusieron de del tornado, que se había convertido
L
L
82
TEMAS 12
La atmósfera y las ondas de radio
E
l día 12 de diciembre de 1901, hacia el mediodía, el operador de un rudimentario receptor de radio, situado en un tinglado a la entrada del puerto de Saint John’s (Terranova) y cuya antena colgaba de una cometa que volaba a más de cien metros de altura, creyó percibir en sus auriculares el soniquete repetido de tres cortos zumbidos. Por si su ansiedad le traicionaba, hizo que un ayudante ocupase su puesto. Pero no se trataba de ilusiones; el nuevo operador también oyó la misma pauta inconfundible de la letra S según el código Morse. Guglielmo Marconi, que era quien realizaba el experimento, culminaba así la serie de transmisiones que, a distancias cada vez mayores, llevaba años practicando, y acababa de realizar la primera comunicación inalámbrica a través del océano Atlántico. Las señales provenían de la emisora que su compañía, la Wireless Telegraph Company, poseía en Poldhu, Cornualles, el Finisterre británico. La hazaña de Marconi, que la prensa difundió entusiasmada por todo el mundo un par de días después, no sólo inició el acelerado proceso de innovaciones técnicas que serviría de base a la imparable marea telecomunicativa (impulsada por la, al parecer, consustancial e insaciable garrulería de la especie humana, cuya última manifestación son los teléfonos portátiles), sino que también avivó las cogitaciones de determinados individuos. Al huraño Oliver Heaviside, que llevaba años tratando de desentrañar los detalles de la propagación de las señales telegráficas a través de cables conductores y de consolidar la teoría electromagnética de Faraday y de Maxwell, confirmada por los experimentos que había realizado Hertz
hacía poco más de un decenio, la pregunta se le tuvo que plantear con más rotundidad que a nadie: ¿cómo era posible que las ondas de radio superasen la curvatura de la superficie terrestre? La distancia que separaba a las estaciones emisora y receptora era de casi tres mil kilómetros, de modo que la sagita del arco superficial que podía tenderse entre ellas era de unos ciento cincuenta kilómetros, barrera sin duda considerable. La misma teoría electromagnética que unificaba las ondas de radio y las luminosas inducía a pensar que la propagación de las primeras fuese en línea recta, como la de las segundas, en cuyo caso la comunicación hubiese sido imposible, pues las radiaciones emitidas por la corta antena no hubiesen tardado en chocar contra la superficie terrestre. Cabía pensar que hubiese algún tipo de refracción, como la que desvía los rayos luminosos cuando pasan de un medio transparente a otro distinto, pero este efecto no parecía suficiente para explicar la incurvación de las ondas de radio en tan largas distancias y precisamente en la medida necesaria para adaptarse al contorno de la Tierra. La mayoría se daba por satisfecha con la idea de que el agua del mar actuase como una línea de transmisión eléctrica, pero Heaviside conjeturó enseguida la posibilidad de que existiera una capa suficientemente conductora en las alturas atmosféricas. Si así fuera, las ondas de radio chocarían contra ella y resultarían como encajonadas entre el mar, por un lado, y la atmósfera superior, por otro, lo que podría transportarlas a grandes distancias. Aunque escribió un artículo justificando detalladamente
b
ONDAS REFLEJADAS
a
c
TRANSMISOR
TIERRA
1. Las ondas de radio emitidas por las antenas se extienden esféricamente a su alrededor, aunque puede que haya direcciones preferentes, en las que la energía emitida sea mayor, según el tipo y características de la antena. La componente horizontal de las ondas, que se desplaza por la troposfera, se llama onda superficial o terrestre. Las componentes verti cales alcanzan las capas superiores de la atmósfera, donde pueden correr diversa suerte, según las condiciones reinantes, la frecuencia que posean y el ángulo de emisión. Algunas son completamente absorbidas ( a), otras escapan hacia el espacio (b) y otras puede que resulten refractadas de tal forma que retornen hacia la superficie terrestre ( c ).
LA ATMÓSFERA
83
IONOSFERA
ALTURA VIRTUAL
ALTURA REAL
2. Aunque el proceso sufrido por las ondas en las capas ionosféricas sea una refracción, es decir, un incurvamiento progresivo de su trayectoria, suele resultar más conveniente considerarlo como una reflexión, tanto en la teoría como en la práctica. Se determina así una altura virtual a la que se produciría la reflexión, según el ángulo formado por las ramas incidente y reflejada.
su hipótesis, fue rechazado por un evaluador de la revista The Electrician , de modo que no se publicó y fueron pocos quienes tuvieron noticia de él.
C
on la misma celeridad, es decir, en los primeros meses de 1902, Arthur E. Kennelly propuso una explicación semejante, postulando la existencia de una capa eléctricamente conductora a una altura de unos ochenta kilómetros. Esta capa se conoció inicialmente con el nombre de capa de Kennelly, hasta que W. H. Eccles reivindicó la participación de Heaviside hacia 1912. A partir de entonces se la llamó indistintamente capa de Kennelly-Heaviside o capa de Heaviside simplemente. El propio Eccles contribuyó decisivamente a la teoría de la propagación de las ondas de radio con sus estudios sobre el efecto ionizante de la radiación solar y sobre el índice refractivo de los medios ionizados. Sin embargo, durante mucho tiempo, esta cuestión no tuvo más que un interés teórico, pues las técnicas disponibles eran muy inadecuadas. Los equipos transmisores generaban las ondas electromagnéticas haciendo saltar chispas entre electrodos ligeramente separados entre sí. Estas ondas eran lo que se conoce como ondas amortiguadas, cuyas frecuencias eran bajas (entre 1000 y 250 metros, es decir, entre 300 y 1200 kHz) y no muy bien definidas, ocupando anchos de banda que hoy parecen enormes. Los receptores apenas tenían sensibilidad y prácticamente ninguna selectividad. El triodo de vacío no se inventó hasta 1906 (el “audion” de Lee DeForest) y no se supo fabricar ni utilizar con soltura hasta un decenio después. Mientras tanto fueron los kilovatios de potencia consumidos, la altura de las antenas y la distancia entre emisor y receptor los factores determinantes del alcance de las comunicaciones. La “telegrafía sin hilos” era un territorio libre y sometido a exploración, por el que campaban a sus anchas algunas empresas comerciales, los estamentos militares (fundamentalmente la marina, para asegurar la comunicación entre los barcos y la tierra firme) y un creciente número de aficionados particulares, que hacían continuas pruebas de nuevas ocurrencias e inventos y se interferían intensamente unos a otros. Las estaciones más potentes lograban alcances de unos ciento cincuenta kilómetros hacia 1910, aunque en condiciones favorables pudiera llegarse a los seiscientos. Se aseguraba el paso de mensajes a distancias mayores utilizando estaciones intermedias, que los recibían y los retransmitían. Eran los relevos o relés, utilizados sobre todo por los aficionados y a los que debe su nombre la que sigue siendo su asociación
84
más numerosa e importante en el mundo, la American Radio Relay League, fundada en 1914 por Hiram Percy Maxim, destacado inventor automovilístico y temprano radioaficionado. El periodo que siguió a la primera guerra mundial trajo consigo múltiples cambios relacionados con la radio, tanto técnicos como sociales. El descubrimiento hecho por Edwin H. Armstrong y Lee DeForest hacia 1913 de que las lámparas triodo podían usarse en circuitos osciladores se cuenta entre los más decisivos de los primeros, pues inició la era moderna de la radio, al permitir el dominio preciso de las frecuencias de emisión. Las ondas electromagnéticas producidas por los nuevos osciladores eran continuas, en el sentido de que conservaban su amplitud constante a lo largo del tiempo; se las llamó ondas “entretenidas”, en contraposición a sus predecesoras amortiguadas. Además tenían una frecuencia definida y relativamente pura, lo que permitía evitar interferencias y realizar una asignación ordenada del espectro radioeléctrico. Tal fue la finalidad primaria de las numerosas normas nacionales e internacionales que fueron prescribiendo con detalle y exigencia crecientes los requisitos de los emisores y del uso de las ondas.
E
l otro aspecto social importante fue el comienzo de la radiotelefonía, es decir, de la transmisión inalámbrica de la voz humana y de la música. Aunque los primeros ensayos se realizaron muy tempranamente (hacia 1906), la disponibilidad generalizada de aparatos receptores y de las correspondientes estaciones emisoras no se produjo en Estados Unidos hasta el comienzo de los años veinte y algo más tarde en el resto del mundo. Esta rápida expansión de la radiodifusión tuvo diversas consecuencias. Por una parte, congestionó las ondas largas y medias, las únicas conocidas y utilizadas, obligando a aumentar las restricciones impuestas a su uso; los aficionados estadounidenses tuvieron que trabajar “por debajo de los 200 metros”, es decir, a frecuencias mayores que las utilizadas por los operadores comerciales e institucionales, zona que se consideraba de escasa utilidad para las comunicaciones por el corto alcance de los enlaces obtenibles. Otra consecuencia fue una fiebre investigadora y de experimentación, que originó abundancia de nuevos datos y de avances técnicos.
O N D A R E F L E J A D A
A O N D R E S T E R T E R
ZONA MUERTA O ZONA DE SOMBRA
RECEPTOR
EMISOR
3. La onda reflejada por la ionosfera puede alcanzar la superficie terrestre a gran distancia del lugar de emisión. Entre el punto de arribada de la primera onda que sufra reflexión (que es la que retornará más cerca de la emisora) y aquel en que la intensidad de la onda superficial sea insuficiente a efectos comunicativos se extiende una zona en la que la recepción es imposible, llamada zona muerta o zona de sombra.
TEMAS 12
Uno de los primeros hechos observados fue el desvanecimiento fluctuante que solían experimentar las señales recibidas desde más de un centenar de kilómetros. La causa de este fenómeno se atribuyó pronto a la interferencia producida entre dos trenes de ondas, procedentes ambos de la antena emisora, pero que alcanzaban al receptor por distintas vías. Uno de ellos podía ser la onda superficial u onda terrestre, que llegaba a la antena receptora siguiendo el contorno de la Tierra, mientras que el otro, la onda celeste, se recibía tras haberse reflejado en la capa de Kennelly-Heaviside. Si la fase de ambas ondas era coincidente, se reforzaban, mientras que, si no lo eran, se cancelaban mutuamente. La fluctuación se debía a las variaciones de la reflectividad de las capas superiores de la atmósfera, que imprimían a las ondas distintos trayectos. Pero la exploración de las ondas, realizada fundamentalmente por los radioaficionados, puso de manifiesto otros hechos mucho más positivos. Las crecientes incursiones en las bandas de 180 y 100 metros revelaron no sólo que estas frecuencias también eran usables, frente a lo que generalmente creían entonces los entendidos, sino que con potencias muy escasas podían conseguirse enlaces a distancias insospechadas, como se puso de manifiesto espectacularmente en noviembre de 1923 cuando se intercambiaron mensajes por radio entre Francia y Estados Unidos. Se había descubierto el territorio de las ondas cortas. Muy pocos meses después se había logrado establecer comunicación entre estaciones situadas a 13.000 km de distancia y transcurridos algunos más se había comunicado directamente con los antípodas.
E
dward Appleton y su alumno Miles Barnett emprendieron estudios sistemáticos de la propagación atmosférica desde Inglaterra en 1924, como lo hicieron Edward O. Hulburt, E. Hoyt Taylor, Gregory Breit y Merle Tuve en los Estados Unidos. Appleton no tardó en confirmar “la reflexión de las ondas inalámbricas por la atmósfera superior” y la existencia de la capa de Kennelly-Heaviside. En sus diagramas usó la letra E para representar las ondas aparentemente reflejadas por ella. La utilización de frecuencias superiores en nuevos experimentos le permitió descubrir dos capas reflectantes adicionales, situadas una por debajo y otra por encima de la primera, a las que atribuyó las letras D y F. Esta simbología, aunque arbitraria, se ha conservado hasta el presente. Fue también Appleton quien, con Robert Watson-Watt, asignó el nombre de ionosfera a esta parte de la atmósfera, por entender que los fenómenos que en ella se producían eran consecuencia de la ionización de los gases residuales atmosféricos por las radiaciones solares. La exploración de la ionosfera mediante ondas de radio fue un tema científico importante, al que se dedicaron muchos esfuerzos y recursos hasta el inicio de la segunda guerra mundial. Los radioaficionados también descubrieron otro fenómeno paradójico al explorar las ondas cortas: donde peor se oían sus emisiones era precisamente en una zona de varias decenas de kilómetros no muy distante de la antena emisora misma. Eran lugares que se encontraban demasiado alejados de la emisora para que les llegara con intensidad suficiente la onda superficial y demasiado cercanos para la recepción de las reflejadas. Esta zona recibió el nombre de zona de sombra o zona muerta. Tras ella se extendía, aparentemente ilimitada, una nueva zona de recepción.
LA ATMÓSFERA
Las investigaciones que Hulburt y Taylor emprendieron con la ayuda de los radioaficionados sirvieron para determinar el diámetro de las zonas de sombra para las longitudes de onda de 16, 21, 32 y 40 metros, que resultaron ser de unos 2000, 1000, 600 y 250 km, respectivamente, durante el día. Estas distancias aumentaban por la noche y también eran mayores en invierno que en verano. Calcularon que la electrificación máxima de la capa de Heaviside sería de unos 60.000 electrones y iones por centímetro cúbico, estando situada a una altura de 150 km, aproximadamente. El máximo diurno se producía hacia las dos de la tarde, disminuyendo luego progresivamente la ionización hasta la llegada de la noche, cuando su valor disminuía a la décima parte. En 1926 publicaron un detallado informe sobre el comportamiento diurno de la ionosfera en relación con la elevación del Sol. Hulburt aventuró incluso la posibilidad de que la fuente de la ionización fuesen los rayos X solares. A finales de 1924 unieron esfuerzos con Breit y Tuve en la exploración sistemática de la ionosfera por medio de pulsos de radio de 4,2 MHz. El tráfico aéreo que registraba el aeropuerto militar de Bolling, cercano al lugar donde se encontraban situados sus delicados instrumentos, perturbaba el desarrollo de los experimentos, pues los ecos radioeléctricos resultaban claramente alterados mucho antes de que pudiesen percibirse los aeroplanos que se acercaban. Las continuas lamentaciones de los investigadores al respecto fueron escuchadas en 1929 por un teniente de la marina norteamericana, a quien se le ocurrió la idea de que este fenómeno pudiera tener usos 900
800
MAGNETOSFERA
700
600
) M 500 K ( D U T I T 400 L A
ZONA F A R E F S O N O I
F2 (NOCHE) 300 F1 (DIA) 200 E 100
D ESTRATOSFERA TROPOSFERA
0
4. Se representan aquí esquemáticamente diversas zonas de la atmósfera. De las capas ionosféricas habitualmente reconocidas, la D es la más baja. No existe más que durante el día, cuando la radiación solar es más intensa. Absorbe casi por completo las ondas de radio de frecuencias inferiores a unos 10 MHz. En la capa F suelen distinguirse dos subcapas, denominadas F 1 y F2, según las distintas características que presenta a lo largo del día.
85
600
500
) S O 400 R T E M O L I K 300 ( D U T I T L A 200
F
F2 NOCHE DIA F1
100
E D
0 109
1010
1011
1012
1013
DENSIDAD ELECTRONICA (ELECTRON/METRO CUBICO)
5. Las denominadas capas son en realidad zonas donde la ionización alcanza máximos locales, no l os únicos lugares de la atmósfera en que las moléculas estén ionizadas. Estas curvas muestran perfiles típicos de ionización según la altura durante el día ( azul ) y por la noche (negro).
militares, para la detección de aviones que se aproximasen o para la orientación en condiciones de mala visibilidad. Trasladó esta propuesta a sus superiores, quienes la atendieron. Así fue como, tras calificar el proyecto de secreto, se inició el desarrollo del radar en Norteamérica. Aunque todos estos estudios proporcionaron un conocimiento preciso del comportamiento radioeléctrico de la atmósfera en condiciones muy diversas, su interés era fundamentalmente práctico, para favorecer la eficacia de las comunicaciones. Un análisis más concreto de los fenómenos que realmente se producían en sus capas superiores no pudo realizarse hasta que, en los años cincuenta y sesenta, el desarrollo de la navegación espacial permitió explorar con detalle y con los instrumentos adecuados aquellas regiones, exploración realizada primero con cohetes y luego con satélites. Los segmentos importantes de la radiación solar a estos efectos son el ultravioleta y el de rayos X. En los niveles superiores de la atmósfera, donde la concentración de gases es tan tenue que apenas se distingue del vacío, estas radiaciones sufren muy poca atenuación. Conforme la densidad aumenta en dirección a la Tierra, las radiaciones producen mayores efectos de ionización sobre las moléculas con las que chocan, liberando mayores cantidades de electrones y sufriendo también mayor atenuación. A determinada altura, que varía según la frecuencia de la radiación considerada, se logra un máximo de absorción y de producción de electrones, quedando anulada por completo la radiación poco más abajo. A los estratos así caracterizados, según la frecuencia de la radiación ionizante, se les llama capas de Chapman.
86
Los electrones libres de la ionosfera actúan como relés de las ondas de radio que la atraviesan. Las ondas les hacen vibrar a su misma frecuencia, con lo que las reemiten. Esta oscilación se amortigua y la energía recibida de la onda pasa al gas cuando el electrón choca con una partícula neutra y se recombina, anulando la ionización original. Los ritmos de colisión y de absorción de las ondas radioeléctricas son máximos en la capa D, donde hay gran abundancia de partículas neutras, aunque el número de electrones sea menor. Las variaciones que experimenta la radiación solar incidente sobre nuestro planeta, tanto regulares (diarias y anuales) como irregulares (tormentas solares, ciclos de manchas, etc.), y las del campo magnético terrestre influyen en estos procesos y determinan los complejos patrones de propagación que la atmósfera presenta a las ondas de radio según las circunstancias de día, hora, época del año, latitud, etc., en que se realice la transmisión. En las bandas de radiodifusión (ondas largas y medias) la zona de la atmósfera que primordialmente interviene en la propagación es la troposfera, los diez kilómetros más próximos a la superficie terrestre, donde se desarrollan los fenómenos meteorológicos habituales. La parte de la radiación emitida por la antena en dirección vertical resulta absorbida casi por completo en la capa D, presente durante el día, realizándose la comunicación mediante las radiaciones dirigidas horizontalmente. Lo mismo sucede con las bandas de frecuencia utilizadas para las emisiones de frecuencia modulada y de televisión, aunque la ausencia de ondas reflejadas derive ahora de que atraviesan las capas ionosféricas en dirección al espacio exterior. Las ondas de radio viajan en línea recta en el vacío, como todas las radiaciones electromagnéticas, pero sufren un incurvamiento al pasar entre medios de distinto índice de refracción. Esto también sucede en la troposfera, cuyas características radioeléctricas varían con la altura conforme se modifican otras circunstancias físicas. Las ondas superficiales se tuercen así hacia el suelo, lo que les permite alcanzar distancias algo superiores al trayecto directo entre las antenas emisora y receptora.
C
omo puede imaginarse, la predicción de las condiciones de propagación se parece mucho a la predicción meteorológica, incluso en la complejidad, por el gran número de factores que intervienen en el proceso. Durante muchos años estos pronósticos se han publicado en las revistas especializadas y en las de las asociaciones de radioaficionados. Las emisoras del NIST (WWV y WWVH) transmiten también regularmente este tipo de información. Hay diversos programas informáticos que permiten probar fortuna en este arte mántico gracias a un ordenador personal. Algunos son de dominio público, como MINIMUF o IONCAP, y otros son comerciales, como MINIPROP y ASAPS.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA SUN AND E ARTH. Herbert Friedman. Scientific American Library. Nueva York, 1986. 200 METERS AND DOWN. THE STORY OF AMATEUR RADIO. Clinton B. DeSoto. American Radio Relay League, Inc. West Hartford, Connecticut, 1936. Reimpresiones posteriores. THE ARRL HANDBOOK FOR RADIO AMATEURS , 1997, cap. 21. Publicado anualmente por American Radio Relay League, Inc. Newington, CT. RADIO ENGINEERS’ HANDBOOK, sección 10. Frederick Emmons Terman. McGraw-Hill Book Co. Nueva York, 1943.
TEMAS 12
Modelización del ciclo geoquímico del carbono Robert A. Berner y Antonio C. Lasaga Los procesos geoquímicos naturales que intervienen en la formación del dióxido de carbono atmosférico pueden haber determinado los aumentos de temperatura de los períodos geológicos a través del efecto invernadero
I
maginemos, por un momento, el carbono integrante de las rocas— tamiento atmosférico debidos al efecto día del juicio final. No sólo ha que- habrá cambiado de manera significa- invernadero. Se impone, pues, desendado aniquilada de repente la tiva la concentración de dióxido de trañar el ciclo geoquímico del carbono, vida sobre la Tierra, sino que todo el carbono atmósferico. Dado que la libe- no sólo por razones científicas, sino carbono perteneciente a la materia ración de dióxido de carbono debido a también para conocer mejor la interorgánica muerta se ha quemado, for- las actividades humanas es mucho vención humana en el desarrollo del mando dióxido de carbono y pasando más rápida que la natural, el hombre mismo. a la atmósfera. Pues bien, la cantidad está “acortando” el ciclo del carbono. de dióxido de carbono que se generaría Lo inquietante de la situación es que lgunos de sus aspectos fueron en este supuesto sería menor que la la quema de combustibles fósiles estudiados en el siglo pasado por que el hombre ha provocado consu- podría condicionar el clima de la el geólogo Thomas C. Chamberlain. Lo miendo combustibles fósiles durante Tierra a través del efecto invernadero. abordaron después otros autores dos siglos de revolución industrial. El mecanismo de ese efecto se (entre los que cabe destacar a Harold Este breve ejercicio mental nos conoce desde 1896, por lo menos. Fue C. Urey), pero se tardó cierto tiempo muestra que la mayor parte del car- entonces cuando el químico sueco en situar el ciclo geoquímico del carbono planetario no se encuentra rete- Svante August Arrhenius descubrió bono dentro del marco general de la nido en los tejidos de los seres que que el dióxido de carbono permitía la teoría de la tectónica de placas, una están vivos ni en los de los reciente- entrada de radiaciones solares de ubicación que más adelante trataremente fallecidos, sino en las rocas onda corta a través de la atmósfera, mos con detalle. sedimentarias. No es de extrañar, mientras que la retenía cuando era La senda obvia para seguir el ciclo pues, que el conocido ciclo biológico del reemitida por la superficie terrestre arranca de las rocas situadas en los carbono —en el que el dióxido de car- en forma de radiaciones de mayor lon- continentes (véase la figura 2 ). El carbono atmosférico es recogido por las gitud de onda. El efecto del dióxido de bono se aloja preferentemente en plantas, transformado, a través de la carbono atmosférico es el mismo que rocas sedimentarias que contienen fotosíntesis, en materia orgánica y el producido por la carpa de un inver- dos tipos de componentes: querogeno posteriormente liberado por la respi- nadero; el resultado es un aumento de y carbonatos. El querogeno (materia ración vegetal y la descomposición la temperatura interior en ambos orgánica sedimentaria) representa los bacteriana— sea sólo una componente casos; cuanto mayor sea la cantidad restos blandos de animales y plantas de un ciclo mucho mayor: el ciclo de dióxido de carbono, mayor será el pretéritos, mientras que las rocas carbonatadas proceden, en su mayor geoquímico del carbono. calentamiento. Así como el ciclo biológico del carEl calentamiento actual por efecto parte, de la acumulación de fragmenbono regula su transferencia entre las invernadero se debe principalmente a tos de esqueletos de organismos (por plantas, los animales y sus entornos, la quema de combustibles fósiles. Las lo general marinos). El querogeno se el ciclo geoquímico gobierna la que se variaciones en el ciclo biológico del encuentra principalmente en las pizaproduce entre las rocas sedimentarias carbono inducen también la aparición rras; los carbonatos, en calizas y dolosuperficiales, por un lado, y la atmós- de cambios en la concentración del mías. El carbón y el petróleo proceden fera, la biosfera y los océanos, por otro. dióxido de carbono atmosférico, pero también de los tejidos blandos de antiEl papel desempeñado por el dióxido son cambios lentos que abarcan perío- guos animales y plantas, pero no son, de carbono en ambos ciclos es de pri- dos de decenas de miles de años. Pero ni con mucho, tan abundantes como el mordial importancia; el carbono se si nos referimos al tiempo geológico, querogeno (véase la figura 3 ). encuentra almacenado en la atmós- cuya escala se mide en millones de La meteorización geoquímica confera principalmente en forma de dió- años, apreciaremos una serie de pro- siste en la descomposición de las rocas xido de carbono. Tal y como podemos cesos geoquímicos naturales mucho del suelo que se encuentran expuestas inferir de la hipotética visión catastró- más lentos, pero que son los regulado- a diferentes ácidos y gases húmicos. fica a la que nos referíamos al princi- res más importantes del dióxido de El querogeno se limita a reaccionar pio, hacia el año 2050 la combustión carbono que contienen la atmósfera y con el oxígeno para producir CO 2, el de carbón y de petróleo —que repre- los océanos. Puede que fueran ellos la cual, con el tiempo, pasa a la atmóssentan una pequeñísima parte del causa de antiguos períodos de calen- fera. El proceso, aunque lento y natu-
A
LA ATMÓSFERA
87
ral, remeda la quema de combustibles fósiles. Mayor complejidad reviste la meteorización de los carbonatos. Los carbonatos de magnesio y de calcio (MgCO3 y CaCO3), constituyentes de dolomitas y calcitas, son atacados por los ácidos presentes en el agua subterránea, sobre todo por el ácido carbó-
nico (H2CO3), que se forma en los suelos cuando el dióxido de carbono resultante de la descomposición de la materia orgánica reacciona con el agua durante el ciclo biológico del carbono. (En el fondo, la fuente del ácido carbónico es el dióxido de carbono atmosférico, que pasa a formar parte de la materia orgánica a través de la
1. MONTE CAVALLO, situado en las Dolomitas italianas, macizo que dio su nombre a la dolomita, mineral constituido por calcio, carbono, magnesio y oxígeno (CaMgCO3). En las formaciones dolomíticas se encuentran los mayores depósi-
88
fotosíntesis.) La acción del ácido carbónico sobre las rocas carbonatadas proporciona iones disueltos de calcio o de magnesio y dos iones bicarbonato (HCO3–), reacciones en las que uno de los iones bicarbonato procede del carbonato y el otro del ácido carbónico. Las reacciones entre el ácido carbónico y los carbonatos de calcio y de
tos de carbono de la Tierra. El carbono liberado durante la meteorización ácida, tanto de las dolomitas como de otras rocas, entra a formar parte del ciclo geoquímico de ese elemento.
TEMAS 12
magnesio no son la única fuente de iones bicarbonato. Los minerales del grupo de los silicatos, recuérdense los abundantes feldespatos de los granitos y basaltos (simbolizados aquí por la fórmula general CaSiO3), también producen iones bicarbonato bajo la acción meteorizante del ácido carbónico. Como los silicatos no tienen átomos de carbono, todos los de los iones bicarbonato resultantes procederán del ácido carbónico. Aun con todo, y según demostraremos más adelante, la meteorización de los silicatos importa más que la de los carbonatos, ya que regula a largo plazo el dióxido de carbono atmosférico. Una vez liberados por el proceso de meteorización, los iones alcalinos y los bicarbonatados son arrastrados por el agua subterránea a los arroyos cercanos, pasando luego a los ríos y finalmente a los océanos. Los organismos planctónicos y coralinos los absorben y construyen con ellos conchas o es queletos de carbonato cálcico. Cuando ellos a su vez mueren, el carbonato cálcico se deposita en el fondo marino que, con el tiempo, se va cubriendo de sedimentos. Este enterramiento de carbonatos es responsable del ochenta por ciento aproximadamente del carbono depositado en el suelo oceánico; el veinte por ciento restante resulta del enterramiento de materia orgánica muerta, que tenía su origen en la fotosíntesis terrestre y marina, junto con materiales procedentes del continente que fueron arrastrados por los ríos hasta el mar. En aquellas reacciones en las que se ven involucrados los carbonatos, sólo la mitad de los iones bicarbonato acaban transformándose en carbonato cálcico y se depositan en el suelo oce ánico. La otra mitad se convierte en dióxido de carbono y acaba escapando a la atmósfera, tal vez después de pasar por la fotosíntesis y por la respiración del ciclo biológico del carbono.
S
i resumimos esta parte del ciclo, tenemos que cada molécula de dióxido de carbono atmosférico da como resultado una molécula de ácido carbónico en el suelo. La molécula de ácido carbónico disuelve minerales del grupo de los carbonatos, produciendo a su vez dos iones bicarbonato. Uno de los iones bicarbonato se transforma, por medio de una serie de organismos marinos, en carbonato cálcico que, a su vez, es enterrado en el fondo oceánico, para acabar convirtiéndose en una roca sedimentaria; el otro ion bicarbonato se transforma en dióxido de carbono. Es así como todo
LA ATMÓSFERA
el dióxido de carbono atmosférico tomado durante la meteorización de los carbonatos acaba volviendo a la atmósfera. No ocurre lo mismo con la meteorización de los silicatos. Durante dicha meteorización, recordémoslo, se producen dos iones bicarbonato. También se producen iones calcio, ya que los silicatos (por ejemplo los feldespatos) contienen calcio en su estructura. Cuando los iones bicarbonato y calcio llegan al océano, se combinan, por intervención de organismos marinos, para producir carbonato cálcico. En otras palabras, el producto final de la meteorización de los silicatos es el carbonato cálcico. Si seguimos este conjunto de reacciones, veremos que sólo la mitad del dióxido de carbono tomado de la atmósfera durante la meteorización de los silicatos retorna a la misma. Así pues, la meteorización de los silicatos encierra sumo interés e implica una pérdida neta de dióxido de carbono atmosférico.
retorne a la atmósfera, cerrando así el ciclo geoquímico de este elemento. La dinámica de esta liberación de gases, y del ciclo geoquímico del carbono en general, recibe una explicación más justa dentro del marco de la tectónica de placas. Aunque dicha liberación ocurra en distintos puntos de la corteza terrestre, se revela especialmente frecuente en las zonas de subducción, es decir, en las regiones donde chocan dos de las grandes placas que constituyen la corteza. En este proceso, una placa se introduce bajo la otra, arrastrando consigo rocas carbonatadas hacia el manto, donde se verán sometidas a elevadas temperaturas. Ivan Barnes, William P. Irwin y Donald E. White publicaron un mapa en el que se demostraba la excelente correlación entre la localización de manantiales carbónicos y las zonas de la corteza terrestre afectadas por fenómenos de subducción, estableciendo así la conexión existente entre liberación de gases y subducción. i este proceso se desarrollara sin Japón es un ejemplo. A pesar de esto, ningún tipo de restricción durante no debemos quedarnos con la idea un período de unos 10.000 años (o falsa de que dicha liberación no o curra unos 300.000 años si se mantuviera el en otras zonas corticales; ocurre tamintercambio gaseoso con el océano), la bién en el interior de las placas oceámeteorización de los silicatos determi- nicas y a lo largo de las dorsales cennaría la eliminación total del dióxido trooceánicas. de carbono atmosférico. Eso no ha ocuLa meteorización, el enterramiento rrido, desde luego; de haber aconte- y la liberación de gases, entre otras cido, no habría vida sobre la Tierra. vertientes del ciclo geoquímico del carTiene que existir algún mecanismo bono, pueden analizarse de forma que devuelva dióxido de carbono a la cuantitativa y ajustarse a modelos de atmósfera. Este mecanismo es la libe- ordenador. Nosotros realizamos un ración de dióxido de carbono que programa de ordenador, en colaboraacompaña a las erupciones volcánicas ción con Robert M. Garrels, que nos y demás fenómenos con ellas rela- ha permitido comprender mejor el cionados. ciclo geoquímico del carbono y, “retroMientras se encuentran enterrados cediendo en el tiempo”, calcular los a profundidades de varios kilómetros, niveles de dióxido de carbono planetalos carbonatos cálcicos y magnésicos rio existentes en un pasado lejano. soportan temperaturas capaces de Antes de entrar en lo que el modelo es desencadenar reacciones entre el cal- capaz de retrodecir, vale la pena cio, el magnesio y los silicatos circun- comentar, con cierto detalle, los dantes. Estas reacciones producen supuestos en que se basa y la informanuevos silicatos y dióxido de carbono. ción que requiere. (Las reacciones que transforman el estado cristalino de las rocas se denoo hace falta insistir en la imporminan metamórficas; e ígneas, si tancia de la tasa de meteoriintervienen procesos de fusión.) El zación química de las rocas para dióxido de carbono acaba por encon- determinar la proporción de dióxido trar salida a la atmósfera, a veces de de carbono consumido. Meteorización forma drástica en el curso de una que depende, a su vez, de la cantidad erupción volcánica, a veces casi de roca expuesta a la acción superfiimperceptiblemente, como ocurre en cial de los ácidos del suelo; cabe, pues, un manantial carbónico, de donde admitir que la tasa de meteorización puede ir a parar a una botella de a gua existente en el mundo, en un instante mineral. Junto con la liberación de dado, sea proporcional a la superficie dióxido de carbono instada por la total de tierra emergida. Los cambios sedimentación de carbonatos, que producidos en la tasa de meteorizahemos comentado antes, tal proceso ción tendrán que ser también propores la causa principal de que el carbono cionales a las variaciones de superfi-
S
N
89
cie sufridas por los continentes. existan algunas pistas. Gracias al Pueden realizarse estimaciones de las registro fósil sabemos que durante el variacio nes experime ntadas por las Triásico, período geológico que se inisuperficies continentales durante el cia hace 240 millones de años y abarca tiempo geológico; por tanto, supo- unos 30, la superficie ocupada por los niendo conocida la tasa de meteori- desiertos era mayor que en la actualización actual, podemos extrapolar y dad. Además, antes del Silúrico supeconocer la tasa de meteorización del rior, hace unos 420 millones de años, pasado. no había apenas plantas vasculares y, Hay, sin embargo, una dificultad por tanto, la meteorización debida a que conviene tener en cuenta. Hemos los procesos biológicos era probabledicho que el ácido carbónico presente mente menor. A pesar de todo, y ante en el suelo procede del ciclo biológico las muchas dudas existentes, nosotros del carbono, es decir, es un producto incluimos en nuestro programa el primario de la respiración vegetal y de total de superficie continental emerla pudrición de la materia orgánica. gida. Así pues, tendría sentido que, en los cálculos de la tasa de meteorización, a tasa de meteorización se ve tamsólo incluyéramos la parte de tierra bién afectada por la temperatura. emergida que alojara masa vegetal. A su vez, ésta influye en la actividad Por desgracia, no se conoce bien esta biológica y en la cantidad de lluvia cantidad de masa vegetal, aunque caída. Son diversas las observaciones
L
2. EL CICLO GEOQUIMICO DEL CARBONO regula la transferencia del mismo entre la tierra, los océanos y la atmósfera. Las plantas toman el dióxido de carbono (CO2) de la atmósfera, fi jándolo en el suelo, donde se combina con el agua para formar ácido carbónico (H2CO3). Este ácido meteoriza los minerales del
90
que demuestran que el aumento de la temperatura media anual eleva la proporción de carbonatos y silicatos disueltos por ácidos y, en consecuencia, fomenta la concentración de iones bicarbonato. En este sentido, los análisis químicos realizados en aguas subterráneas corroboran que el contenido de bicarbonato disuelto aumenta con la temperatura. Tam bién el contenido en sílice disuelto en los ríos del mundo es mayor en las áreas de clima más cálido. Los modelos teóricos del clima permiten observar además fácilmente que la evaporación global del agua se acelera con la subida de las temperaturas; causa que también acelera la pluviosidad mundial, dando como resultado una mayor tasa de meteorización. Para crear un modelo del ciclo geoquímico pretérito, precisamos la
grupo de los carbonatos y del de los silicatos (CaC03, y CaSiO3, respectivamente) para producir iones bicarbonato (HO3–), iones calcio (Ca++) y sílice disuelta (SiO2), los cuales, transportados por los ríos, llegan hasta los océanos, cuya fauna sintetiza nuevamente los iones calcio y bicarbonato en carbonato cálcico,
TEMAS 12
estimación de la temperatura anual estriba en que proporciona una retroa Al llegar a este punto, surgió una media de la época. Ahora bien, en vez limentación negativa contra un nueva complicación que preferimos de apoyarnos en los cálculos realiza- aumento excesivo del dióxido de car- ignorar. Muchos estudios experimendos por paleoclimatólogos, hemos bono atmosférico. Una gran concentra- tales demuestran que el crecimiento supuesto que la temperatura del ción de dióxido de carbono equivale a vegetal se beneficia con la acción de pasado estaba controlada, ante todo, tener mayores temperaturas, lo que, a elevados niveles de dióxido de carbono por la cantidad de dióxido de carbono su vez, causa una mengua más rápida en los suelos, así como un aumento de atmosférico, que actuaría como gas de del dióxido de carbono atmosférico a las tasas de meteorización, indepeninvernadero. Trabajando con los través de la meteorización. Forma dientemente de la temperatura. Un resultados procedentes de un modelo parte de nuestro procedimiento recal- mayor nivel de dióxido de carbono de circulación general de la atmósfera cular, a cada paso, el nivel de dióxido podría producir incluso un aumento bajo el efecto invernadero, realizado de carbono atmosférico en función de del área colonizada por la masa vegepor Syukuru Manabe y Ronald J. todos los demás procesos del modelo. tal. Por otra parte, en bosques tropiStouffer, obtuvimos una correlación El nuevo valor obtenido se utiliza para cales y zonas afines, el crecimiento de sencilla entre la temperatura superfi- calcular nuevas tasas de meteoriza- las plantas se encuentra limitado por cial media y el nivel de dióxido de ción, y así sucesivamente. No obstante la disponibilidad de nutrientes y, por carbono atmosférico. su complejidad, este método ofrece una tanto, no tiene por qué existir un auge Empleamos esta relación en nuestro ventaja: el cálculo de las temperaturas a pesar del mayor nivel de dióxido de modelo; el nivel de dióxido de carbono del pasado, realizado de forma inde- carbono. Ante la ausencia de datos nos da la temperatura que, a su vez, pendiente por los paleoclimatólogos, fiables sobre la respuesta de las planse introduce en las tasas de meteo- sirve para someter a prueba el acierto tas a la variación mundial del dióxido rización. La importancia de lo cual del modelo. de carbono, no tuvimos en cuenta el
liberando CO2, que torna a la atmósfera. La meteorización de las rocas carbonatadas no representa una pérdida neta de CO2 atmosférico. Si bien los iones bicarbonato y calcio producidos durante la meteorización de los silicatos también se combinan para formar carbonato cálcico, en estas reacciones sólo la mitad
LA ATMÓSFERA
del CO2 de la atmósfera vuelve a ella, dando como resultado una pérdida neta de CO2 atmosférico. El equilibrio se restablece en lo profundo de la Tierra, donde el carbonato cálcico y el dióxido de silicio reciben calor suficiente para producir silicato cálcico y CO2. Este CO2 retorna a la atmósfera.
91
CARBONO (1018 GRAMOS)
CARBONO BIOLOGICO
Carbonato cálcico (rocas sedimentarias en general)
35.000
62.500
Carbonato de Ca/Mg (rocas sedimentarias en general)
25.000
44.600
Materia orgánica sedimentaria (querogeno)
15.000
26.800
Carbonatos y bicarbonatos disueltos en los océanos
42
75
Combustibles fósiles recuperables (carbón y petróleo)
4,0
7,1
Carbono superficial (humus, caliche, etcétera)
3,0
5,4
Dióxido de carbono atmosférico
0,72
1,3
Biosfera (animales y plantas)
0,56
1
FORMA
3. RELACION DE LA CANTIDAD DE CARBONO presente en la Tierra en sus diferentes estados; por una parte, en unidades de 1018 g, y por otra, en relación con la concentración hallada en los organismos. Como puede observarse, hay mucho más carbono almacenado en carbonatos (restos fósiles de esquel etos animales) y querogeno (restos de tejidos blandos de animales) que entre la materia orgánica viva y la muerta acumulada en la superficie. Nos indica ello que el ciclo geoquímico del carbono es el responsable de la regulación del CO2 atmosférico a lo largo del tiempo geológico, tiempo que se mide en millones de años.
efecto directo de ese gas en la meteo- estrato dado de sedimento carbonarización; suponemos que la tasa de tado marino conserva las concentrameteorización es función indirecta del ciones oceánicas relativas de estos dióxido de carbono atmosférico, a tra- isótopos en el momento en que el vés de su efecto sobre la temperatura. estrato se estaba formando. Esto, a su Queda una última complicación que vez, refleja las proporciones bajo las incide en la tasa de meteorización, la cuales se originaron la materia orgátopografía: las zonas elevadas y con nica y los materiales carbonatados. fuerte relieve se ven sujetas a una Aunque existan ligeras discrepanerosión mayor que las bajas y de cias, los investigadores están de relieve suave, lo que redunda en un acuerdo en que, durante el Faneroaumento de la cantidad de dióxido de zoico (desde finales del Precámbrico, carbono resultante. Sin embargo, vuel- hace unos 570 millones de años), el ven a ser escasos los datos fiable s, cociente 13C/ 12C pasó de los valores razón por la cual no incluimos en nues- bajos que había hace entre 570 y 350 tro modelo los efectos de la topografía. millones de años, a los valores altos que hubo hace entre 350 y 250 milloara completar el ciclo geoquímico nes de años, para pasar a los valores del carbono se necesita conocer la intermedios posteriores. Abraham tasa de sedimentación y de enterra- Lerman y Garrels introdujeron los miento de la materia orgánica, es datos del cociente 13 C/ 12 C en un decir, de las partes blandas de los modelo matemático incorporado a organismos que, con el tiempo, se con- nuestro trabajo. vertirán en querogeno. Para este proEl segundo método de cálculo de la pósito confiamos en dos métodos recí- tasa de enterramiento de la materia procamente comprobables. orgánica se apoya en la información Se basa el primero en los dos isóto- recopilada por Aleksandr B. Ronov, pos estables y más frecuentes del car- Mikhail I. Budyko y colaboradores, bono, el 12 C y el 13 C. Las plantas referente a la abundancia relativa de absorben preferentemente el primero distintos tipos de rocas a lo largo del en la fotosíntesis. La incorporación del tiempo. Conocida la abundancia ori12C y 13C a los esqueletos calcáreos de ginal y el contenido de carbono orgálos organismos marinos, posterior- nico presente en los principales tipos mente sedimentados en el suelo oceá- de rocas —esquistos y areniscas nico, se produce en cambio según su marinas, sedimentos de cuencas carproporción en el entorno. Por consi- boníferas y capas rojas continentaguiente, la relación 13 C/ 12 C en un les— se puede calcular la tasa de
P
92
enterramiento de la materia orgánica durante los últimos 570 millones de años. Los resultados coinciden bastante bien con las tasas calculadas a través del método del 13 C/ 12 C, con lo que se tienen ciertas garantías de que ambas aproximaciones son aceptables. En nuestro esfuerzo por someter a modelo el ciclo geoquímico del carbono hubimos de calcular la tasa de liberación del dióxido de carbono en las acti vidades ígneas y metamórficas. A la hora de resolver ese problema espinoso, supusimos que la tasa de liberación del gas era directamente proporcional a la formación del suelo marino en cada instante. El razonamiento implicado es como sigue: la superficie total de suelo marino permanece constante; por tanto, el volumen de suelo generado a través de la tectónica de placas debe ser igual, en principio, al volum en subducido. Ahora bien, la subducción suele ir acompañada de liberación de gas; por tanto, conviene suponer que la tasa de liberación de gas es proporcional a la expansión del suelo marino. Se trata, pues, de medir la velocidad de expansión del suelo marino. Se han realizado múltiples estimaciones referentes a los últimos 100 millones de años, comenzando por determinar la edad del suelo marino en una regió n dada para después llegar a aventurar ciertas hipótesis sobre la cuantía perdida de esa región por culpa de la subducción. Es una pena que las estimaciones a las que se llega por este procedimiento difieran mucho entre sí; de ahí que hayamos incluido en nuestro modelo diferentes fórmulas que relacionan la tasa de liberación de gases con la expansión oceánica.
E
l problema entraña mayor dificultad a medida que nos alejamos en el tiempo: queda muy poco suelo marino de más de 150 millones de años, por lo que resulta imposible obtener una medición directa de su edad. Obviamos ese obstáculo al relacionar la variación mundial del nivel del mar con la tasa de formación de suelo marino, utilizando para ello un modelo desarrollado por Walter C. Pitman III y por sus colaboradores. Las dorsales centrooceánicas se ensanchan con la formación de suelo marino. El incremento de volumen de las dorsales desplaza el agua del mar, provocando una subida de nivel con respecto a los continentes. Las estimaciones realizadas para los últimos 600 millones de años se han basado, por ejemplo, en el estudio de sedimentos marinos someros. Gracias a la corre-
TEMAS 12
lación de Pitman entre el nivel del mar y la tasa de expansión oceánica, se puede calcular la razón entre la liberación de gases en el pasado y la actualidad. Tampoco ese planteamiento se halla exento de objeciones. El nivel del mar se ve afectado no sólo por la expansión oceánica, sino también por otros muchos procesos: partición y formación de continentes o pérdidas ingentes de agua marina durante la formación de glaciares. Estos factores deben tenerse en cuenta antes de relacionar las variaciones del nivel del mar con la tasa de expansión oceánica. Se han realizado una serie de intentos en este sentido pero, por desgracia, sólo se puede disponer de los procesos ocurridos en los últimos 150 millones de años, es decir, la cuarta parte de los 600 millones de años para los que se tienen datos sobre las variaciones del nivel del mar.
N
o hace falta ponderar la exigencia de mayor información para cuantificar la tasa mundial de liberación del dióxido de carbono. Hemos dependido de diversas estimaciones que relacionan la superficie del suelo marino con su edad, para obtener así la tasa de liberación de gases durante los últimos 100 millones de años. La aparición de métodos más avanzados permitirá mejorar el modelo e incluir en él la producción de dióxido de carbono durante los últimos 600 millones de años. Tal y como hemos dicho con anterioridad, suponemos que la tasa de liberación de gas guarda una relación directamente proporcional con la de formación de suelo oceánico. Esta aproximación nos permite comparar antiguos porcentajes con los actuales; para obtener tasas absolutas, es necesario fijar la constante de proporcionalidad, determinando para ello la tasa actual de liberación. En línea de principio, eso es factible si sumamos todas las fuentes de dióxido de carbono —volcanes, manantiales carbónicos y similares—, pero resultaría tedioso en el mejor de los casos, y, en el peor, casi imposible. Más fácil resulta componer a partir de la hipótesis según la cual el nivel de dióxido de carbono atmosférico no ha sufrido bruscas fluctuaciones a lo largo del tiempo. En ese marco, la liberación volcano-metamórfica debe equilibrar el dióxido de carbono tomado de la atmósfera por la meteorización, la sedimentación de carbonatos y los demás procesos de los que hemos hablado. Las tasas de estos procesos se conocen bastante bien; la
LA ATMÓSFERA
suma de los mismos debe ser igual a la tasa actual de liberación de gas. La hipótesis de un dióxido de carbono sin fluctuaciones violentas a lo largo del tiempo es válida; por lo menos constituye una buena aproximación: todavía hay vida en la Tierra.
Si la tasa de liberación de gas se hubiese reducido a la mitad (manteniendo constante el resto de las tasas), todo el dióxido de carbono atmosférico y oceánico se hubiese agotado en 600.000 años, acarreando la desaparición del proceso de fotosíntesis. Si la
CO2
CO2 CO2
CO2
CO2 ATMOSFERICO
CO2
CO2
METEORIZACION MAS VULCANISMO
METEORIZACION
CO2
CO2
METEORIZACION
METEORIZACION MAS VULCANISMO
CO2 CO2
ENTERRAMIENTO ORGANICO
Ca CARBONO ORGANICO O M S I N A C L N U O V I C S A A Z M I R N O O E I C T A E Z M I R O E T E M
CALCITA CaCO 3 HCO3
CO2
M E T E O R I Z A C I O N
METEORIZACION Ca ENTERRAMIENTO DE CaCO3
HCO3
FORMACION DE DOLOMITA METEORIZACION MAS VULCANISMO
OCEANOS Ca++ Mg++ HCO3–
Ca Mg HCO3 METEORIZACION Ca
METEORIZACION
HCO3 Mg
Ca REACCION BASALTO/AGUA MARINA
Ca DOLOMITA CaMg(CO 3)2
HCO3
Ca
Mg
Mg
Ca Mg
SILICATOS DE Ca-Mg
METEORIZACION MAS VULCANISMO 4. MODELO INFORMATIZADO del ciclo geoquímico del carbono realizado por los autores. Este modelo permite cuantificar los procesos expuestos en la figura 3. Las rocas que se ven afectadas por la meteorización química (compuestas de dolomita, calcita y silicatos) están representadas sobre fondo violeta, mientras que el negro corresponde a la materia orgánica. Nótese que en el modelo están incluidas las reacciones en las que se ven involucrados el calcio y el magnesio. Los productos de meteorización van a parar al océano, donde la sedimentación y el enterramiento del carbonato cálcico dan como resultado la liberación de CO2. Los flujos en los que toma parte el CO2 se representan en verde. Las líneas relacionadas con la dolomita se han representado discontinuas, puesto que, si bien estos procesos fueron importantes en el pasado, ya no lo son.
93
tasa de liberación fuese doble, el exceso de dióxido de carbono hubiera provocado la extinción de la vida vegetal y animal en pocos millones de años a consecuencia del efecto invernadero.
durante el Cretácico (entre los 135 y vocad os, en su mayor par te, por los 65 millones de años últimos) más variaciones del contenido de dióxido alta que en la actualidad. Esta afir- de carbono en la atmósfera. Esta imamación recibe el aval de múltiples gen del paleoefecto invernadero fue observaciones: fósiles de animales defendida con entusiasmo por Alfred (por ejemplo caimanes) y plantas que G. Fischer, quien demostró que, a necesidad de equilibrar los flu- viven en climas cálidos se han hallado durante los últimos 600 millones de jos de dióxido de carbono no sig- en lo que fueron las regiones polares años, existió una buena correlación nifica que éste no pudiera fluctuar o cretácicas. La composición isotópica entre altas temperaturas, elevaciones no fluctuara, dentro de un ámbito del oxígeno encontrada en organismos del nivel del mar y mayor abundancia temporal suficientemente amplio. La marinos de zonas profundas demues- de rocas ígneas (siendo las dos últimas cantidad de dióxido de carbono atmos- tra también que las temperaturas del indicadoras de un aumento de la libeférico ha sido pequeña en cualquier Cretácico fueron mayores que las ración de dióxido de carbono). Observó momento de la historia geológica, si se actuales. que en los períodos glaciales se produla compara con las cantidades que Eric J. Barron y sus colaboradores jeron descensos del nivel del mar y entraban o salían; de esa guisa, descubrieron, con la ayuda de un menor cantidad de rocas ígneas. pequeños desequilibrios en los flujos modelo climático de circulación gene- Fischer conjeturó que la Tierra pasaba podían producir grandes cambios en ral, que se pueden igualar las tempe- de “períodos-invernadero” a “períodosel nivel de dióxido de carbono atmos- raturas que durante el Cretácico afec- nevera”, según fuera el alcance de la férico. Como se verá más adelante, taron a las zonas polares aumentando actividad tectónica y la liberación de éste es, en realidad, el resultado más el nivel de dióxido de carbono atmos- dióxido de carbono. importante de nuestros cálculos: férico. Si en su modelo se incrementa Con nuestro modelo informatizado pequeños desequilibrios de los flujos la tasa de circulación oceánica, cam- hemos corroborado que el factor prinentre los componentes del ciclo geoquí- biando la posición de los continentes cipal que afecta al nivel de dióxido de mico del carbono han llevado a una o aumentando la cantidad de radia- carbono es la tasa de liberación. disminución general del dióxido de ción solar, se produce una elevación Estamos de acuerdo, pues, con Fischer carbono atmosférico en los últimos de la temperatura, pero nunca hasta en que el dióxido de carbono atmosfé100 millones de años. Por consi- los niveles del Cretácico. Se necesita- rico y el clima general se hallan conguiente, debido a una disminución del ría de cuatro a ocho veces la cantidad dicionados por la tectónica, por proceefecto invernadero, nuestro planeta se de dióxido de carbono actual para sos que se desarrollan en las ha ido enfriando. igualar las temperaturas polares del profundidades de la Tierra. ¿Cómo contrastar nuestros cálculos Cretácico calculadas por paleontólocon otras observaciones independien- gos y geoquímicos. a tasa de enterramiento de matetes? ¿Cómo interpretar los resultados? Tales resultados nos llevan al conria orgánica viene en segundo lugar, por orden de importancia, en la No hay duda de que la Tierra gozó de vencimiento de que los cambios climáuna temperatura superficial media ticos del pasado geológico fueron pro- regulación de la abundancia del dióxido de carbono. Dado que el carbono enterrado en el suelo marino procede 35 de la atmósfera, las tasas de enterramiento del Cretácico, que fueron gran ) E des en relación a las actuales, tendie T30 N ron a rebajar el nivel de dióxido de E SIN ENTERRAMIENTO ORGANICO M carbono (y la temperatura) durante L CON ENTERRAMIENTO ORGANICO A25 ese período. U (MODELO COMPLETO) T La meteorización de la materia C A ( orgánica, que se lleva a cabo mediante A20 R la oxidación producida por el oxígeno E F atmosférico, apenas si tiene algo que S O15 ver con el nivel de dióxido de carbono. M T Más aún, con un buen planteamiento A A no se exige que dependa ni de la tem L10 N peratura ni de la tasa de libe ración de E 2 gas. La tasa de enterramiento de la O C 5 materia orgánica, independiente también de estos factores, puede calcularse para todo el Fanerozoico. Nues–100 –80 –60 –40 –20 0 tros resultados muestran que la tasa TIEMPO (EN MILLONES DE AÑOS) de enterramiento orgánico fluctúa entre el doble y la mitad de la tasa 5. CONTENIDO ATMOSFERICO DE DIOXIDO DE CARBONO en función de diversos actual; lo que se refleja en el valor de parámetros, durante los últimos 100 millones de años en relación al nivel actual. la relación 13C/ 12C oceánica anteriorLa concentración de CO2 se ve condicionada por la sedimentación y el enterramiento de la materia orgánica (restos blandos de materia carbonosa) en antiguos panmente comentada. tanos y fondos marinos. Este enterramiento resta CO2 a la atmósfera, hecho que De acuerdo con nuestro modelo, el queda reflejado en las curvas: en la inferior está incluido el enterramiento orgániCarbonífero y el Pérmico (períodos co, lo que provoca una menor cantidad de CO2 atmosférico, mientras que en la comprendidos entre los pasados 350 y curva superior, al no considerarse este tipo de enterramiento, resulta una mayor 250 millones de años) presentan las cantidad de CO2. La elevación que aparece hace unos 40 millones de años refleja mayores tasas de enterramiento orgáun incremento en la tasa de expansión oceánica, lo que lleva a un aumento de la nico. En nuestra opinión, esto obedece liberación de gas.
L
L
94
TEMAS 12
a dos factores. En primer lugar, con anterioridad a estos períodos, la vida marina era la única fuente de materia orgánica y la tasa de enterramiento orgánico tuvo que ser baja. Justo antes del Carbonífero, hace unos 400 millones de años, aparecieron las plantas vasculares; se extendieron por todos los continentes y crearon una nueva fuente de materia orgánica resistente a la degradación bacteriana. Este tipo de materia (por ejemplo la lignina, parte esencial de la fibra vegetal) entró a formar parte del ciclo geoquímico del carbono una vez depositada en pantanos, lagos u océanos, incrementando con ello la tasa de enterramiento orgánico. La segunda razón que explicaría la excesiva tasa de enterramiento orgánico durante el Carbonífero y el Pérmico sería la presencia de amplias extensiones de tierras bajas situadas por encima del nivel del mar. Por aquel entonces, la mayoría de las masas continentales se encontraban unidas, formando un único continente: Pangea. La formación de Pangea produjo una regresión marina y el descenso del nivel del mar. Tierras que habían estado bajo las aguas se encontraban ahora emergidas, y las zonas húmedas del interior se cubrieron de grandes extensiones pantanosas de agua dulce. A diferencia de los suelos de las tierras altas, los pantanos protegen a la materia orgánica de la descomposición bacteriana; por tanto, una vez que la materia vegetal muerta se deposita en un pantano, se conservará, transformándose con el paso del tiempo en querogeno y carbón. De acuerdo con las estimaciones realizadas sobre la abundancia de carbón, los períodos de mayor intervención en la formación del mismo fueron el Carbonífero y el Pérmico; esto, según nuestros cálculos, concuerda cuantitativamente con los momentos de mayor tasa de enterramiento orgánico, obtenidos a través de la relación 13C/ 12C. Vemos, pues, que las grandes tasas de enterramiento orgánico ejercen un efecto adicional importante en la composición de la atmósfera. El enterramiento de materia orgánica representa un exceso de fotosíntesis (producción neta de oxígeno) sobre la destrucción causada por la respiración bacteriana (reducción neta de oxígeno). En consecuencia, si todos los demás factores permanecieron constantes y las tasas de enterramiento que calculamos para el Carbonífero y el Pérmico fuesen correctas, la atmósfera contuvo entonces más oxígeno que en ningún otro momento de la historia geológica.
LA ATMÓSFERA
6. ISLA DE WHITE, en la bahía de Plenty, Nueva Zelanda; se encuentra situada sobre la zona de subducción de Tonga-Kermadec-Nueva Zelanda, donde la placa Pacífica se desliza bajo la correspondiente de la India. En el proceso de subducción se arrastran sedimentos carbonatados a grandes profundidades, en las cuales se ven sometidos a un calentamiento intenso. Las reacciones entre carbonatos y silicatos producen dióxido de carbono que acabará finalmente por descubrir su salida a través de manantiales carbónicos y volcanes.
Si consideramos todos y cada uno de los razonamientos expuestos hasta el momento, vemos que los cálculos obtenidos mediante nuestro modelo nos han permitido ofrecer una explicación provisional de las condiciones climáticas de la Tierra en un pasado lejano. Nuestra aportación principal sería haber puesto de manifiesto que, a lo largo de millones de años, la lenta fluctuación natural de dióxido de carbono atmosférico puede equipararse, o incluso superar, los cambios mucho más rápidos vaticinados como consecuencia de las actividades humanas o los causados por el ciclo biológico del carbono. Igualmente, el tener en cuenta que el dióxido de carbono ha ejercido una influencia primordial sobre la temperatura global del pasado da una idea de lo que puede esperarse en el futuro, si el hombre continúa la quema de combustibles fósiles al ritmo actual. Pero, por encima de todo, al crear un modelo del ciclo geoquímico del carbono, nos propusimos destacar cuán poco se conoce sobre las tasas de importantes procesos globales y cómo procesos sin relación aparente (los tectónicos con los climáticos) se encuentran estrechamente ligados. Realizar un modelo de la historia cli-
mática es una actividad multidisciplinar y, como tal, se apoya en los resultados de la geoquímica, la geo física, la biología, la edafología, la paleontología, la meteorología, la climatología, la oceanografía y la astronomía. El logro de mayores progresos en este campo requerirá la continua colaboración de científicos de todas estas y de otras disciplinas.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA THE CARBONATE-SILICATE GEOCHEMICAL CYCLE AND ITS EFFECT ON ATMOSPHERIC CARBON DIOXIDE
OVER THE
PAST 100
. Robert A. Berner, Antonio C. Lasaga y Robert M. Garrels en American Journal of Science, volumen 283, número 7, páginas 641-683; septiembre de 1983. MILLION Y EARS
THE CHEMICAL EVOLUTION OF THE ATMOS-
. H. D. Holland. Princeton University Press, 1984. THE T WO P HANEROZOIC S UPERCYCLES. A. G. Fischer en Catastrophes and Earth History, dirigido por W. A. Berggren y J. A. Van Couvering. Princeton University Press, 1984. PHERE AND OCEANS
ATMOSPHERIC CARBON DIOXIDE
AND THE
. Dirigido por J. R. Trabalka. U.S. Government Printing Office, 1985. GLOBAL CARBON CYCLE
95
Una atmósfera cambiante Thomas E. Graedel y Paul J. Crutzen La actividad humana está alterando la compleja mezcla de gases que forman la atmósfera. Algunos efectos, como la lluvia ácida y la contaminación, han alcanzado ya niveles preocupantes, pero quizá no sean las únicas sorpresas
L
a atmósfera terrestre nunca ha estado libre de cambios. Sus composición, temperatura y capacidad de autolimpieza han variado desde que se formó el planeta. Pero el ritmo adquirido en los dos últimos siglos ha sido clamoroso, sobre todo en lo que a la composición se refiere, que ha cambiado con una celeridad desconocida en cualquier otra época de la historia humana. Los efectos de los cambios que se están produciendo, y que se manifiestan con creciente claridad, abarcan la deposición ácida por la lluvia y otros meteoros, la corrosión de los materiales, la bruma urbana y la debilitación del escudo de ozono estratosférico (O3), que protege la Tierra de la dañina radiación ultravioleta. Quienes estudian la atmósfera piensan que el planeta no tardará en calentarse debido a la intensificación del efecto de invernadero, el calentamiento de la Tierra por los gases que absorben radiación infrarroja, emitida por la superficie del planeta tras ser calentada por el Sol, y la envían luego a la Tierra. Esto podría producir alteraciones climáticas que quizá fueran espectaculares. Por sorprendente que parezca, fenómenos tan importantes no tienen su origen en modificaciones de los componentes atmosféricos principales. Dejando aparte el contenido en vapor de agua, que varía de manera muy amplia, las concentraciones de los gases que constituyen más del 99,9 por ciento de la atmósfera —nitrógeno (N2), oxígeno (O2) y los gases nobles completamente inertes— se han mantenido casi constantes durante mucho más tiempo que el que los seres humanos llevan sobre la Tierra. Los efectos se deben, en gran parte, a las variaciones, aumentos sobre todo, de los niveles de algunos de los componentes atmosféricos menos abundantes, o gases traza. Citaremos el dióxido de azufre (SO2), dos óxidos de nitrógeno
96
que responden a la denominación rior a 0,0001 partes en mil millones. colectiva de NOx —el óxido nítrico El hidroxilo cumple una función dis(NO) y el dióxido de nitrógeno (NO 2)— tinta, ya que contribuye a limpiar la y varios clorofluorcarburos o halocar- atmósfera. Su concentración pudiera buros (compuestos de cloro, flúor, car- disminuir en el futuro. bono y algunas veces hidrógeno). El dióxido de azufre, por ejemplo, a fluctuación en la abundancia de rara vez llega a 50 partes por mil los componentes atmosféricos millones de la atmósfera, aun cuando obedece, en parte, a las variaciones las emisiones del mismo sean las que se producen en la tasa de emisión mayores; pese a ello, contribuye a la de las fuentes naturales. Los volcanes, deposición ácida, a la corrosión de pie- por ejemplo, pueden arrojar a la trodras y metales y a la incómo da reduc- posfera (los 10 a 15 kilómetros más ción de visibilidad. Los compuestos bajos de la atmósfera) y a la estratosNO x, que son igualmente escasos, fera (que se extiende aproximadarevisten interés en la formación de la mente desde 10 a 50 kilómetros sobre deposición ácida y de la bruma foto- el suelo) gases que contienen azufre y química, expresión con la que se cloro. Pero son las actividades de los conoce el producto de reacciones quí- seres humanos las que dan cuenta de micas desencadenadas en la atmós- los cambios más rápidos de los dos fera por la radiación solar. Los halo- últimos siglos. Entre ellas hay que carburos, que en cuanto grupo señalar la combustión de carburantes constituyen apenas una parte en mil fósiles (carbón y petróleo) para produmillones de la atmósfera, son los res- cir energía, ciertas prácticas indusponsables principales de la erosión de triales y agrícolas, la combustión de la capa de ozono estratosférico. Los biomasa (quema de vegetación) y la crecientes niveles de clorofluorcarbu- deforestación. ros, junto con el metano (CH4), el óxido Todo esto está claro. Pero ¿cuáles nitroso (N2O) y el dióxido de carbono son las actividades humanas que (CO2) —el más abundante con mucho generan cada clase de emisiones? ¿Por de los gases traza, con 350 partes por qué la alteración de las concentraciomillón— están intensificando el efecto nes de los gases traza da lugar a seme de invernadero. jante ros ario de efe cto s? ¿En qué El radical hidroxilo (OH –), fragmen- medida se han agravado los probleto molecular muy reactivo, influye mas y qué consecuencias arrastran también en la actividad atmosférica, para el planeta? Aunque la respuesta aun cuando sea mucho más escaso que cabal a tales cuestiones esté todavía otros gases; su concentración es infe- en el alero, los esfuerzos multidiscipli-
L
1. QUEMA DE VEGETACION, práctica común en los trópicos. La combustión desprende hollín y gases diversos; sobre todo, dióxido de carbono (CO2), monóxido de carbono (CO), hidrocarburos, óxido nítrico (NO) y dióxido nítrico (NO2). Actividades humanas parecidas —pensemos en la combustión de carburantes fósiles— son responsables, en gran parte, de los espectaculares aumentos de las concentraciones de muchos gases traza en la atmósfera a lo largo de los dos últimos siglos. Aumentos que provocan perturbaciones del ambiente, tales como la deposición ácida, la bruma fotoquímica urbana (el “smog”) y la destrucción parcial de la capa de ozono estratosférico que absorbe la radiación ultravioleta, de efectos devastadores. Se espera también un calentamiento del planeta, secuela de la acumulación de gases de invernadero que aprisionan la radiación infrarroja.
TEMAS 12
narios de químicos, meteorólogos, físicos solares y espaciales, geofísicos, biólogos, ecólogos y otros investigadores están avanzando con paso firme.
L
a colaboración interdisciplinaria se hace imprescindible, dada la complejidad de los factores que rigen el destino de los gases de la atmósfera y sus interacciones con la biosfera, amén de la falta de conocimientos sobre ello. Así, las reacciones químicas que un gas experimenta en la atmósfera pueden variar a tenor de la mezcla local de gases y partículas, de la temperatura, de la intensidad de la radiación solar, de la presencia de diferentes clases de nubes o del hecho de que llueva y de la distribución de vientos (que transportan los productos químicos horizontal y verticalmente). Las reacciones, a su vez, determinan el tiempo de permanencia atmosférica de los gases y, con ello, la magnitud del efecto que ellos o sus derivados produzcan. Fruto de esas investigaciones ha sido una mejor comprensión de las emisiones producidas por determina-
das actividades humanas. Se sabe que campos. La cría de animales doméstila combustión de carburantes fósiles cos constituye otra fuente importante para la producción de energía libera de metano (liberado por las bacterias cantidades sustanciales de dióxido de anaerobias del tracto digestivo del azufre (sobre todo si se usa carbón), ganado y de otros rumiantes) y lo óxidos de nitrógeno (que se forman mismo sucede con el cultivo de arroz, cuando se calientan el nitrógeno y el dieta habitual de mu chos habitantes oxígeno del aire) y dióxido de carbono. de las regiones tropicales y subtropiSi la combustión es incompleta, se cales. genera también monóxido de carbono (CO), cierto número de hidrocarburos as investigaciones recientes han posibilitado una mejor definición (entre ellos, metano) y hollín (partículas de carbono). Otras actividades de los efectos producidos por el industriales arrojan a la atmósfera aumento de las emisiones antropocantidades adicionales de dióxido de génicas. Sabemos ya que la “lluvia azufre (un ejemplo es la siderurgia) o ácida” (fenómeno muy estudiado y en inyectan en ella halocarburos o meta- el que se inscriben también la nieve, las nieblas y el rocío ácidos) se forma les tóxicos. También hay prácticas agrícolas principalmente como un producto que emiten gases diversos. La quema secundario de interacciones atmosde bosques y praderas en la sabana de féricas en las que toman parte los las regiones tropicales y subtropica- gases NOx y el dióxido de azufre. A les, para crear pastizales o cultivos, través de distintas reacciones, una de origina grandes cantidades adiciona- las cuales es la combinación con el les de monóxido de carbono, de metano radical hidroxilo, esos gases se cony de óxidos de nitrógeno. El suelo des- vierten, en cuestión de días, en ácido nudo tras la tala de los bosques emite nítrico (HNO 3 ) y ácido sulfúrico óxido nitroso, como hacen los fertili- (H2SO 4), ambos fácilmente solubles zantes nitrogenados que abonan los en agua. Cuando las gotas acidifi-
2. DESTINO DISPAR DE LAS EMISIONES hacia la atmósfera. Un gas ( flechas anaranjadas ) inerte e insoluble en agua (a) se difundirá por toda la troposfera (los 10 a 15 kilómetros más bajos) y, en algunos casos, hasta la estrat osfera, que se extiende de 10 a 50 kilómetros por encima de la superficie, aunque una parte puede ser absorbida por el suelo y por las superficies acuáticas (b). Si el gas es soluble, puede, por contra, disolverse en la humedad de las partículas (c) o en gotas de agua (d), principalmente en las nubes. Las partículas y las gotas vuelven a transportarlo entonces hacia el suelo ( flechas verdes ) directamente (e) o en forma de lluvia, nieve, niebla o rocío ( f ) . La mayoría de los gases son lo suficientemente reactivos para experimentar cambios en la atmósfera ( g),
98
L
impulsados sobre todo por la interacción con el radical hidroxilo (OH–). Los productos gaseosos resultantes ( flechas púrpura ) se depositan a veces directamente en el suelo (h); ahora bien, como suelen ser más solubles que sus precursores, se incorporan mas fácilmente a las partículas mojadas (i) y, directamente ( j) o indirectamente ( k), a las gotas de agua. Los productos gaseosos tienden, por ello, a ser eliminados (e, f ) muy pronto y, a diferencia de sus predecesores, es mucho menos probable que se difundan por encima de la troposfera. El destino de las partículas inyectadas ( flechas negras ) es similar al de los gases. Pueden depositarse directamente (l), o incorporarse al agua (m), para volver a la Tierra en forma de precipitación ( f ).
TEMAS 12
cadas caen a la superficie terrestre, forman la lluvia ácida. Como las gotas de agua se eliminan enseguida de la atmósfera, la lluvia ácida no constituye un fenómeno global, sino regional o continental. En cambio, la vida media de otros gases traza, entre ellos el metano, el dióxido de carbono, los halocarburos y el óxido nitroso, es mucho más prolongada (véase el recuadro inferior de la figu ra 3), lo que significa que estos gases se dispersan de manera bastante uniforme a través de la atmósfera, causando efectos de alcance planetario. Desde el comienzo de la revolución industrial, a mediados del siglo XVIII, la acidez de la precipitación (medida por la concentración de iones hidrógeno) ha aumentado en muchos lugares. Por ejemplo, desde 1900 se ha cuadruplicado en el nordeste de los EE.UU., siguiendo el aumento de las emisiones de dióxido de azufre y gases NOx. En otros lugares de las zonas industrializadas del mundo se han encontrado aumentos similares. Se ha detectado también lluvia ácida en los trópicos, donde apenas hay industria; allí se debe, sobre todo, al desprendimiento de gases NOx e hidrocarburos por combustión de la biomasa. La deposición ácida no es el único camino a través del cual los ácidos sulfúrico y nítrico de la troposfera alcanzan la superficie terrestre. Los ácidos se depositan “secos”, en forma de gases o como componentes de partículas microscópicas. La realidad es que cada vez hay más pruebas que atribuyen a la deposición seca los mismos problemas ambientales que produce la húmeda.
L
a deposición ácida somete muchos ecosistemas a graves tensiones. Aunque que da much o por con oce r sobre las interacciones específicas entre esa deposición y la fauna lacustre, la constitución de los suelos y los diferentes tipos de vegetación, se sabe que la deposición ácida ha aumentado la acidez de los lagos de Escandinavia, del nordeste de los EE.UU. y del sudeste de Canadá, restringiendo el tamaño y la diversidad de las poblaciones de peces. Deposición que aparece involucrada en los daños que se han descubierto en los bosques de ciertas partes de Europa y del nordeste de los EE.UU. Hay pocas dudas de que los ácidos provenientes de la troposfera contribuyan también a la corrosión de objetos situados al aire libre, como edificios y obras de arte, sobre todo en las zonas urbanas, lo que cuesta cantidades ingentes de dinero en reparacio-
LA ATMÓSFERA
Reacciones químicas en la atmósfera LOS OXIDANTES COMO DETERGENTES. Las especies moleculares que inician la mayoría de las reacciones atmosféricas (“oxidantes ” en la terminología de los químicos) se pueden considerar como detergentes porque transforman los gases en productos solubles en agua, facilitando así su eliminación en forma de precipitación. El ozono (O3), un importante oxidante, participa también en la formación de otro detergente: el radical hidroxilo (OH –), que reacciona con casi todas las especies moleculares de la atmósfera. Muchos de los gases traza que se han emitido a la atmósfera estarían todavía en ella si no fuera por estas substancias. El radical hidroxilo se forma después de que la luz ultravioleta (hv ) disocie el ozono, dejando libre un átomo de oxígeno (O*) muy energético, y por ello muy reactivo, que se combina después con una molécula de agua: hv
a) O3 O* + O2
b) O* + H 2O
2OH
OZONO ESTRATOSFERICO: FORMACION Y DESTRUCCION. El ozono se forma cuando las moléculas de oxígeno (O 2) se disocian por la radiación ultravioleta y los átomos de oxígeno resultantes se combinan con otra molécula de oxígeno hv
a) O2 O + O
b) O + O2
O3
Los átomos de cloro de los compuestos clorofluorcarbur os lanzados a la atmósfera desempeñan un papel fundamental en uno de los ciclos catalíticos más eficaces para la destrucción del ozono estratosférico. El ciclo comienza con la rotura de una molécula de ozono por el cloro atómico y la formación de monóxido de cloro (ClO) y oxígeno molecular: a) Cl + O3 ClO + O 2 El monóxido de cloro reacciona entonces con un átomo de oxígeno (formado por fotodisociación de otra molécula de ozono) y libera el cloro, que puede, de nuevo, iniciar el ciclo: b) ClO + O Cl + O 2 Los óxidos de nitrógeno destruyen el ozono, pero también pueden oponerse a ese ciclo. Por ejemplo, el dióxido de nitrógeno puede eliminar de la circulación al monóxido de cloro, combinándose con él para formar nitrato de cloro (ClNO3).
nes y repuestos. Las partículas que contienen sulfato (SO42–) producen efectos adicionales. Al difundir eficazmente la luz, reducen la visibilidad; y pudieran tener importantes consecuencias climáticas, por su influencia sobre el albedo de las nubes.
L
a bruma fotoquímica que vela las ciudades y sus arrabales es otra consecuencia negativa de la vida moderna. Con ese tecnicismo se alude a la mezcla indeseable de gases que se forma en la baja troposfera cuando la radiación solar actúa sobre emisiones antropogénicas (sobre todo los gases NOx y los hidrocarburos de los escapes de vehículos) para producir gases reactivos que afectan y lesionan a los organismos. El ozono, uno de los productos más importantes de tales reacciones fotoquímicas, es, por sí solo, causa principal de la irritación de los ojos produ-
cida por dicha bruma, de dificultades respiratorias y de daños a los árboles y a las cosechas. La gravedad de esa bruma se estima, por tanto, atendiendo a las concentraciones de ozono a nivel del mar. En otras palabras, la misma molécula de oxígeno triatómico que resulta decisiva para ab sorber la radiación ultravioleta en la estratosfera, donde se concentra alrededor del 90 por ciento de ella, representa un problema cuando se acumula en exceso cerca de la superficie terrestre. Fue a finales del siglo XIX cuando empezaron a medirse los niveles de ozono atmosféricos; primero se hizo desde el suelo y luego en la propia atmósfera, con la ayuda de complicados equipos que se elevan a ella. Los primeros datos indicaban que el nivel “natural” de ozono en las proximidades del suelo, medido en algún punto de Europa hace aproximadamente un siglo, era de unas 10 partes por mil
99
3. SE CATALOGAN LOS GASES TRAZA y las perturbaciones ambientales con las que están relacionados (arriba). Los signos de adición indican contribución al efecto; los de sustracción, mejora. Algunas veces, el efecto de un gas varía; se señala con el signo doble (+/–). Así, los efectos del dióxido de carbono, de los gases NOx y del óxido nitroso sobre la destrucción del ozono estratosférico dependen de la altura. El metano suele me jorar el efecto, excepto en el agujero de ozono, y su tendencia a minar la capacidad de autolimpiado de la atmósfera (reduciendo la abundancia de hidroxilo) es diferente según el hemisferio, limitando la autolimpieza en el hemisferio sur y con
100
el efecto opuesto en el norte. Se espera que las concentraciones de muchos gases, que se expresan en partes por mil millones, crezca de forma apreciable en el futuro (abajo), si las emisiones antropogénicas continúan aumentando. Se dan las estimaciones globales de los gases cuya vida media se cifra en años. Las concentraciones de NOx y SO2 sobre las zonas industrializadas puede que no aumenten mucho en este período, pero crecerá el número de zonas contaminadas. Las concentraciones de halocarburos se ofrecen en función de los átomos de cloro, porque las moléculas suelen contener más de un átomo de cloro, destructor del ozono.
TEMAS 12
millones. Las concentraciones habituales a ras del suelo en la Europa occidental actual se han multiplicado de dos a cuatro veces. Y en Europa occidental, en California, en la parte oriental de los EE.UU. y en Australia no escasean ya los registros frecuentes de concentraciones que decuplican el nivel natural. La bruma fotoquímica empieza a dejarse sentir en amplias regiones de los trópicos y subtrópicos; la trae la quema periódica de gramíneas en las sabanas; hasta una vez por año se prende fuego a los mismos territorios. Esta práctica desprende grandes cantidades de precursores de la bruma fotoquímica. Por ser abundante e intensa la radiación solar en esas regiones, las reacciones fotoquímicas se desarrollan rápidamente y los niveles de ozono no tardan e n quintuplicar la concentración normal. El crecimiento de la población en estas regiones provocará el aumento del aire insano. Y existe una perspectiva nada halagüeña: la composición de sus suelos pudiera hacer que sus ecosistemas fuesen más vulnerables a la bruma fotoquímica, frente a la mayor resistencia de los de latitudes medias. Aunque una disminución del ozono cerca del suelo beneficiaría a las regiones contaminadas, cualquier merma del estratosférico despierta preocupación, porque el aumento resultante de radiación ultravioleta que llegaría a la Tierra podría producir muchos y graves efectos. Podría elevar la frecuencia del cáncer de piel y de las cataratas en los seres humanos y podría dañar las cosechas y el fitoplancton, las plantas microscópicas que constituyen la base de la cadena trófica oceánica.
E
l grado de disminución del ozono estratosférico no ha adquirido tintes espectaculares hasta ahora más que sobre la Antártida, donde todas las primaveras australes desde 1975 ha aparecido un “agujero”, esto es, una región de pérdida de ozono cada vez más grave. Los niveles primaverales de ozono estratosférico sobre la Antártida han caído en torno a un 50 por ciento durante los últimos años y también se han detectado mermas del 2 al 10 por ciento durante el verano y principios de primavera en las latitudes medias y altas del hemisferio norte, con reducciones mayores en las latitudes más altas. Se sabe con bastante seguridad que los principales agentes responsables de la reducción del ozono son los halocarburos, principalmente el CFC -11 (CFCl3) y el CFC-12 (CF2Cl2). Se trata
LA ATMÓSFERA
4. CRISTALES DE HIELO de una muestra tomada del casquete de hielo groenlandés, fotografiados mediante luz polarizada. Tienen unos mil años de antigüedad. Las burbujitas de aire visibles son portadoras de pistas sobre las antiguas concentraciones de gases traza, entre ellos los gases de invernadero dióxido de carbono y metano. Los estudios llevados a cabo sobre los testigos de hielo de Groenlandia y de la Antártida indican que la concentración media global de metano se mantuvo constante, en alrededor de 700 partes por mil millones, entre 10.000 y 300 años atrás, iniciando después un espectacular ascenso, hace unos 100 años (abajo). Los puntos rojos representan datos del hielo; el asterisco simboli za el valor medio global hacia fines del decenio de 1970: unas 1500 partes por mil millones. La microfotografía fue realizada por Chester C. Langway, Jr.
de productos químicos antropogénicos cuyas emisiones y concentraciones atmosféricas aumentaron muy deprisa desde que empezaron a utilizarse hace algunos decenios, como refrigerantes, propelentes de pulverizadores, disolventes y soplantes en la
producción de espumas; este entusiasmo en su empleo obedecía a lo que al principio parecían excelentes características suyas, la de ser virtualmente inertes en la baja atmósfera y su carencia de toxicidad directa para los organismos vivientes.
101
Es una pena que ese carácter inerte capacite a los halocarburos para llegar inalterados hasta la estratosfera, donde se ven sometidos a una intensa radiación ultravioleta, que rompe sus moléculas y libera átomos de cloro, los cuales pueden destruir el ozono catalizando su conversión en oxígeno molecular. (Los catalizadores aceleran las reacciones químicas, pero al final reaparecen libres e inalterados.) Cada átomo de cloro elimina de hecho muchos miles de moléculas de ozono. Debido sobre todo a las emisiones de halocarburos, el nivel de compuestos clorados capaces de destruir el ozono estratosférico es ahora cuatro o cinco veces mayor de lo normal y aumenta a razón de un 5 por ciento anual. Todas estas modificaciones ponen de manifiesto el efecto profundo que la acción del hombre ejerce sobre la estratosfera.
E
l ozono estratosférico (O 3 ) se forma inicialmente cuando una molécula de oxígeno (O2 ) absorbe radiación de corta longitud de onda, que la rompe en dos átomos de oxígeno (O); cada átomo se combina, entonces, con otra molécula de oxígeno para formar ozono. Generalmente, las reacciones fotoquímicas catalizadas por los gases NOx eliminan el ozono a una velocidad igual a la de su formación. Los ciclos catalíticos del cloro, de creciente importancia en la atmósfera, perturban este equilibrio natural y dan por resultado una pérdida de ozono. En la Antártida, y en menor grado en el Artico, las temperaturas muy bajas aceleran los ciclos catalíticos del cloro al eliminar óxidos de nitrógeno, que oponen dura resistencia a los mismos. (Por extraño que nos parezca, aunque los gases NOx pueden destruir el ozono, su presencia en la estratosfera palia frecuentemente la destrucción que del mismo realiza el cloro.) Junto con las moléculas de agua, los gases NOx se congelan para formar partículas, constituyendo las nubes estratosféricas polares. Y lo que es peor: las partículas de estas nubes facilitan ciertas reacciones químicas que liberan cloro de compuestos que, por sí solos, no reaccionan con el ozono, como el ácido clorhídrico (HCl) y el nitrato de cloro (ClNO3). Las reacciones químicas que producen la destrucción del ozono estratosférico continuarán durante al menos un siglo desde el momento en que cesen por completo las emisiones de halocarburos. La razón es sencilla: los productos permanecen en la atmósfera todo ese tiempo y seguirán difun-
102
diéndose desde la troposfera hacia la estratosfera mucho después de que hayan cesado las emisiones. La destrucción del ozono estratosférico global parece ser obra de una clase de productos industriales sobre todo, los halocarburos, pero hay otras emisiones que se combinan con ellos para despertar al espectro amenazador de un rápido calentamiento de la Tierra por efecto de invernadero. Desconocemos hasta qué punto puedan elevarse las temperaturas en los años venideros, pero está claro que los niveles de gases traza absorbentes de las radiaciones infrarrojas, como son el dióxido de carbono, el metano, los halocarburos y el óxido nitroso, han crecido de manera espectacular en los últimos decenios, haciendo inevitable un calentamiento adicional. La absorción de calor cerca de la superficie del planeta por gases traza emitidos de forma natural constituye un proceso vital, sin el que la Tierra resultaría demasiado fría y sería inhabitable. Pese a ello, la perspectiva de un brusco aumento de temperatura de sólo unos grados mueve a inquietud porque nadie puede predecir con exactitud sus efectos ambientales, verbigracia, las variaciones precisas de la precipitación en todo el mundo o las del nivel del mar. Se tratará, no obstante, de efectos probablemente rápidos, que imposibilitarán la adaptación de los ecosistemas y de las sociedades humanas. Ese progreso extraordinario de los recientes aumentos de los gases de invernadero se hace evidente cuando se comparan los niveles actuales con los del pasado lejano. Se han realizado esos cotejos a propósito de distintos gases; entre ellos están el dióxido de carbono, que por sí solo da cuenta de más de la mitad del calor absorbido por las especies traza, y el metano, que es un absorbente infrarrojo mucho más eficaz que el dióxido de carbono, aunque bastante menos abundante.
de metano se mantuvieron constantes desde el final del último período glacial, hace unos 10.000 años, hasta hace unos 300 años, en 260 partes por millón el primero y 700 partes por mil millones el metano. Hace unos 300 años, los niveles de metano comenzaron a subir; hace unos 100 años, los niveles de ambos gases ascendieron vertiginosamente hasta sus presentes valores, de 350 partes por millón para el dióxido de carbono y de 1700 partes por mil millones para el metano. Además, las mediciones directas, realizadas en todo el mundo a lo largo de los últimos años, ponen de manifiesto que los niveles de metano atmosférico están creciendo más deprisa que los de dióxido de carbono, con una tasa muy alta, de un uno por ciento anua l.
E
l aumento de ambos gases durante el siglo XX debe atribuirse, en buena parte, a la contribución, ca da vez más importante, de la actividad humana en las emisiones. Las fuentes principales de dióxido de carbono son la combustión de carburantes fósiles y la deforestación tropical; del metano, el cultivo de arroz, la ganadería, la combustión de biomasa en los bosques tropicales y sabanas, la actividad microbiana en vertederos municipales y el desprendimiento de gas durante la extracción y distribución de carbón, petróleo y gas natural. Conforme la población del mundo aumente durante el próximo siglo —y con ella las demandas de energía, de arroz y de productos cárnicos—, la concentración atmosférica de metano podría duplicarse. El caldeamiento climático causado por éste y otros gases traza podría muy bien acercarse al causado por el dióxido de carbono. ¿Cuál es la evolución previsible de los demás gases traza? Los autores no son los únicos que han extrapolado las características del pasado y del presente para pronosticar el futuro, contando con el crecimiento estimado de la población y del consumo de energía. odemos reconstruir la historia del De acuerdo con los cálculos, cabe espedióxido de carbono y del metano rar incrementos de las concentraciomerced a las concentraciones halladas nes atmosféricas de casi todos los en las burbujas de aire que han que- gases traza durante los próximos cien dado aprisionadas en los hielos de años, si no se instituyen nuevas té cnilugares perpetuamente fríos, como la cas y no se empeñan esfuerzos a gran Antártida y Groenlandia. Debido a su escala para la conservación de la enerlarga vida, estos gases se dispersan de gía, restringiendo así la dependencia forma bastante homogénea por la del carbón, principal fuente de e nergía atmósfera; las muestras polares reve- del mundo actual, combustible que lan, pues, con bastante aproximación contiene mucho azufre y es ambientallas concentraciones medias globales mente inconveniente. de eras anteriores. Hemos abordado las emisiones de Los análisis de las burbujas de las dióxido de azufre en el nordeste de los muestras de hielo indican que las con- EE.UU. y en Europa durante el centraciones de dióxido de carbono y pasado: las estimaciones, fundadas en
P
TEMAS 12
las tasas de emisión, correspondían a azufre aumentaron apreciablemente fechas precedentes a 1965. Con ese en Europa entre 1890 y mediados de punto de apoyo, conjeturamos el nuestro siglo. Se mantuvieron luego futuro de esas regiones y de la llanura sin disminución notable porque, hasta india del Ganges, zona de escaso desa- hace poco, las medidas de control de rrollo industrial ( véase la figura 6 ). emisiones fueron menos vigorosas que Las estimaciones históricas relativas en los EE.UU. En la llanura del Gana los EE.UU. evidencian un aumento ges, donde la industrialización es un pronunciado de las concentraciones de fenómeno bastante reciente, la condióxido de azufre entre 1890 y 1940, centración de dióxido de azufre ha que corre paralelo al florecimiento subido, en algunos lugares, desde industrial “de chimenea” y a la cons- valores despreciables en 1890 hasta trucción de nuevas centrales térmicas. niveles que se están aproximando a La cantidad de dióxido de azufre se los que presenta la atmósfera del norestabilizó entonces, para disminuir en deste de los EE.UU. el decenio de 1960 y a principios del Se espera que aumenten las concende 1970. La disminución refleja en traciones de dióxido de azufre sobre buena medida el crecimiento del uso las tres regiones, en parte porque del petróleo (que contiene poco azu- escasearán probablemente los comfre), así como el éxito de las leyes sobre bustibles con poco azufre (aunque reducción de las emisiones de azufre unos controles de emisión severos en pro de un aire más limpio. podrían estabilizar los niveles de Las concentraciones de dióxido de EE.UU. y Europa durante algunos
5. BRUMA FOTOQUIMICA sobre São Paulo. Se trata de un problema que preocupa en muchas zonas urbanas. Se forma cuando la radiación solar actúa sobre ciertas emisio nes antropogénicas —sobre todo los óxidos de nitrógeno y los hidro-
LA ATMÓSFERA
decenios). Los aumentos más pronunciados podrían darse en la India y otros países en vías de desarrollo, cuyas poblaciones crecen rápidamente y tienen acceso a abundantes provisiones de carbón muy sulfuroso, combustible relativamente barato. Resulta evidente que deben introducirse medidas drásticas en el sector energético para impedir que el dióxido de azufre alcance concentraciones muy altas en el siglo venidero. Podrían registrarse también mayores concentraciones de un gas que todavía no hemos considerado: el monóxido de carbono, que tiene el poder de reducir la capacidad de autolimpieza de la atmósfera. Es probable dicho aumento porque es de esperar que crezcan todas sus fuentes: combustión de carburantes fósiles y de biomasa y reacciones atmosféricas en las que participe el metano. Por otra
carburos procedentes de los tubos de escape de los vehículos—, produciendo una mezcla indeseable de gases cerca del suelo. El componente principal es el ozono (O3), que daña ojos y pulmones y perjudica árboles y cosechas.
103
6. CONCENTRACIONES de dióxido de azufre sobre distintas regiones: una recién industrializada, la llanura india del Ganges, y dos de añeja industrialización (el nordeste de los Estados Unidos y Europa) (en negro); se han examinado y se han extrapolado hasta dentro de 100 años (en colores ). Las extrapolaciones suponen que la población y el consumo de energía de cada una de las regiones crece rán y lo hará también la combustión de carbón (uno de los máximos productores de dióxido de azufre) como fuente de energía. Las extrapolaciones difieren según la exigencia de las medidas de control de emisiones: baja (rojo), moderada (naran ja) o alta (verde). Los resultados indican que los niveles de dióxido de azufre probablemente aumenten, aunque unas medidas de control severas podrían retrasar tal aumento en los Estados Unidos y en Europa. Como también se esperan aumentos de otros gases traza, los autores del artículo destacan la imperiosa necesidad de una cooperación internacional para reducir en lo posible las emisiones indeseables y las perturbaciones que producen en el medio ambiente.
atmósfera porque rebaja la concentración del radical hidroxilo; es éste un importante “detergente”, que reacciona con casi cualquier molécula de gas traza de la atmósfera, incluidas las que son inertes, salvo en su presencia. Sin el hidroxilo, las concentraciones de la mayoría de los gases traza serían mucho mayores de lo que lo so n actualmente y las propiedades químicas, físicas y climáticas promedias de la atmósfera serían totalmente diferentes.
N
parte, en la atmósfera tropical se forma una cantidad apreciable, aunque todavía no bien cuantificada, de monóxido de carbono por la descomposición de hidrocarburos emitidos por la vegetación, fuente ésta que las acti vidades humanas están eliminando.
104
uestras previsiones futuras son, pues, desalentadoras si la actividad humana continúa emitiendo grandes cantidades de gases traza a la atmósfera. El crecimiento demográfico y el desarrollo no sólo están cambiando la química de la atmósfera, sino que también están conduciendo velozmente al planeta hacia un calentamiento climático de magnitud sin precedentes. Este cambio climático, en combinación con el aumento de las concentraciones de varios gases, constituye un experimento arriesgado en el que toma parte cada uno de los habitantes de la Tierra. Tiene que preocupar sobremanera la posibilidad de sorpresas indeseadas si la humanidad sigue abusando de una atmósfera cuyos mecanismos Las concentraciones futuras de internos y cuyas interacciones con monóxido de carbono son, por tanto, otros organismos y sustancias se conoinciertas, aunque sean muchos los cen de forma incompleta. El agujero investigadores que prevén su aumento de ozono antártico es un ejemplo paren el hemisferio norte. ticularmente ominoso de las sorpresas El monóxido de carbono mina la que pueden acecharnos. Su inespecapacidad de autolimpieza de la rada gravedad ha mostrado, fuera de
TEMAS 12
toda duda, hasta qué punto la atmósfera es sumamente sensible ante lo que parecen pequeñas perturbaciones químicas, al tiempo que ha revelado que las secuelas de esas agresiones pueden surgir mucho antes de lo que los más astutos científicos pudieran imaginar. En nuestras manos está tomar algunas medidas para contrarrestar los rápidos cambios atmosféricos, medidas que tal vez aminoren las amenazas conocidas y desconocidas. Es evidente, por ejemplo, que una reducción importante de la tasa de consumo de combustibles fósiles frenaría el calentamiento de invernadero, disminuiría la bruma química, mejoraría la visibilidad y reduciría la deposición ácida. Otras medidas se referirían a determinados gases: el metano, cuya emisión se limitaría interviniendo en los vertederos para
evitar su liberación y puede que también adoptando métodos menos derrochadores de producción de combustibles fósiles. Las mismas emisiones de metano por el ganado podrían reba jarse recurriendo a nuevos métodos de alimentación. Lo que resulta más alentador es que los individuos y las instituciones han comenzado a cobrar conciencia de que sus acciones tienen consecuencias no sólo locales, sino globales, para la atmósfera y la habitabilidad del planeta. En el protocolo de Montreal de 1987, decenas de naciones acordaron reducir a la mitad sus emisiones de halocarburos para fin de siglo; varios países y los principales fabricantes de halocarburos anunciaron luego su intención de eliminarlos para dichas fechas. Algunas de las naciones que han firmado el protocolo de Montreal se plantean ya la posibilidad de una
“ley internacional de la atmósfera”. Los tratados y actuaciones internacionales al respecto son cada vez más numerosos.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA ACID DEPOSITION : LONG-T ERM TRENDS. National Academy Press, 1986. MODELING OF THE 1900-1980 TREND OF P RECIPITATION ACIDITY AT HUBBARD BROOK, NEW HAMPSHIRE . James A. Fay,
Dan Golomb y Subramanyam Kumar en 20, número 9, páginas 1825-1828; 1986.
Atmospheric Environment , volumen
THE ROLE OF ATMOSPHERIC CHEMISTRY IN ENVIRONMENT -DEVELOPMENT INTERAC-
. P. J. Crutzen y T. E. Graedel en
TIONS
Sustainable Development of the Bios phere. Dirigido por W. C. Clark y R. E.
Munn. Cambridge University Press, 1986.
Lloverá en algunos sitios Philip Newton
E
l tiempo es demasiado caótico para que se le pueda predecir con más de unos diez días de adelanto. Estando así las cosas, ¿por qué habríamos de prestar credibilidad a la previsión de lluvias mundiales que reproducimos adjunta, elaborada con varios meses de anticipación? La verdad es que no es una previsión del tiempo, que prevea la evolución de los sistemas individuales, sino una previsión climática. Para real izarla se ha utilizado un modelo global del acoplamiento entre las circulaciones oceánica y atmosférica, calculando el comportamiento estadístico de los patrones de tiempo de larga duración y las principales influencias físicas que sobre ellos se ejercen. El modelo calcula la desviación climática media de una época del año, que es predecible, estimando también la componente alea toria, que no lo es. Las previsiones se expresan consecuentemen te como probabilidades. El modelo adelanta, por ejemplo, que hay un setenta por ciento de probabilidades de que en la región sureste de China continúe el tiempo desacostumbradamente lluvioso que se ha venido registrando últimamente. La predicción se terminó a finales de enero de 1998. El mapa muestra las anomalías totales predichas en las precipitaciones durante los meses de marzo, abril y mayo de este año, en relación a las precipitaciones medias históricas de la misma época. El color azul significa precipitaciones, mientras que el rojo representa sequía. Las zonas no coloreadas indican poca confianza en la predicción. Se esperan lluvias superiores a lo normal en el interior de Estados Unidos y en el centro de Eurasia, así como en el sureste de China, mientras que el centro de México e Indochina sufrirán sequías. Puede que algunas de estas predicciones no sean tan sorprendentes en el contexto del presente episodio de El Niño, pero en el caso
LA ATMÓSFERA
de Australia se anticipan tiempos húmedos, cuando la consecuencia normal de El Niño serían sequías. Las abundantes precipitaciones que provocaron grandes e inesperadas inundaciones en Europa central el verano de 1997 se predijeron de este modo. Pero el éxito de una predicción de lluvias no indica sin más que el sistema de previsión sea de fiar. La predicción no es más que un enunciado probabilístico, de modo que la predicción pudiera ser buena a pesar de no acertar con la lluvia, mientras que, por el contrario, no es imposible que el modelo hiciese una previsión correcta de las precipitaciones por razones equivocadas. En el Centro Europeo de Pronósticos del Tiempo a Medio Plazo, que es la fuente del mapa, se dedican grandes esfuerzos a dilucidar este asunto de la “verificación”. Las predicciones estacionales actualizadas pueden verse en http://www.ecmwf.int.
–200
–100
–50
0
50
100
200
Anomalía de precipitación (mm)
105
El monóxido de carbono y la Tierra en llamas Reginald E. Newell, Henry G. Reichle, Jr., y Wolfgang Seiler Las mediciones de monóxido de carbono desde el espacio han hallado grandes cantidades del gas en lugares inesperados. La combustión de la pluviselva y la sabana rivaliza con las industrias y los transportes en producirlo
U
n mapa de la atmósfera que ilustrase la distribución con jeturada del monóxido de carbono y que hubiese sido dibujado hace unos cuantos decenios habría colocado la casi totalidad del mismo en el hemisferio norte. Los especialistas coincidían en señalar que casi todo el monóxido de carbono provenía de la combustión de carburantes fósiles y que el septentrión acaparaba la mayor parte de la industria y los transportes del mundo. El mapa indicaría que la mayor parte del gas yacía perezosamente cerca del suelo, donde se produjo, en los dos kilómetros inferiores de la atmósfera. La convección podría transportar determinada cantidad a mayores alturas y, desde allí, arrastrarlo hacia el hemisferio sur. Si eso no ocurría, el monóxido de carbono permanecería en el norte. Tal mapa habría falseado la realidad. Las chimeneas industriales y los tubos de escape de los automóviles no son, ni han sido nunca, las únicas fuentes importantes de monóxido de carbono. Es más, puede que ni siquiera sean las fuentes principales de ese gas incoloro e inodoro. Un instrumento en cuyo desarrollo los autores prestamos nuestra colaboración, y que repitió vuelo a bordo de un tran sbordador espacial, ha proporcionado “instantáneas” globales de la distribución del monóxido de carbono sobre una amplia faja de la Tierra. Sus mediciones y los datos recogidos por aviones y estaciones terrestres han mostrado con claridad que la quema de bosques tropicales y de sabanas genera al menos tanto monóxido de carbono como la de carburantes fósiles. El descubrimiento es alarmante, aunque no por el carácter tóxico del gas, que se combina fuertemente con la hemoglobina de la sangre e impide que el oxígeno llegue a los tejidos. La s
106
concentraciones de monóxido de carbono típicas de los túneles de carreteras y de las calles muy concurridas, de unas 20.000 moléculas por cada mil millones de moléculas de aire, provocan mareos. Las concentraciones de monóxido de carbono sobre la pluviselva tropical suelen ser cientos de veces menores. El gas comporta otras ominosas implicaciones para el medio ambiente. En primer lugar, las grandes concentraciones de monóxido de carbono procedentes de la quema de vegetación confirman otras indicaciones, según las cuales la pluviselva tropical se está diezmando a pasos agigantados. La destrucción de sus bosques comportaría, probablemente, cambios desastrosos en los climas de esas regiones y, quizás, en los del resto del mundo. En segundo lugar, el aumento notable de monóxido de carbono atmosférico podría favorecer la acumulación de gases contaminantes, como el ozono, que es muy tóxico para las plantas, y el metano, que contribuye al efecto de invernadero y pudiera provocar una subida de temperaturas.
aviones que cubrían la ruta FrankfurtJohannesburgo, a una altura de unos 10 kilómetros, por las mismas fechas mostraron concentraciones de monóxido de carbono casi idénticas en los hemisferios norte y sur. Los resultados se atribuyeron a una mezcla muy eficaz
D
urante muchos años pareció im probable que hubiera grandes concentraciones de monóxido de carbono en el hemisferio sur y en los trópicos. Se creía que el origen del gas residía, de manera exclusiva, en la industria y en la automoción (que predominan en el hemisferio norte). Los estudios del monóxido de carbono atmosférico realizados desde el suelo o al niv el del mar respaldaban por lo común esa idea hasta hace relativamente poco. Muestras de aire recogidas por Christian Junge y Seiler en 1969, desde un barco que navegaba por el océano Atlántico tropical, contuvieron mayores niveles de monóxido de carbono al norte del ecuador. Las mediciones tomadas desde
TEMAS 12
del aire del hemisferio boreal con el del austral a grandes alturas. Pese a ello, el descubrimiento de concentraciones apreciables de monóxido de carbono en el hemisferio sur espoleó las investigaciones sobre otras fuentes, además de la combustión de carburantes fósiles. Se prestó atención a la química atmosférica relacionada con el hidroxilo (OH –), un radical muy reactivo. El hidroxilo es el producto de una reacción entre las moléculas de agua atmosféricas y los átomos de oxígeno excitados que quedan libres cuando la luz solar descompone las moléculas del ozono a poca altura. Su gran reactividad le convierte en el gas limpiador más importante de la atmósfera, ya que oxida vorazmente muchas moléculas, entre ellas el metano. James C. McConnell, Michael B. McElroy y Stephen C. Wofsy propusieron en 1971 que cuando el hidroxilo oxida al metano en la atmósfera, desencadena una serie de reacciones que producen abundante monóxido de car-
bono. La distribución del metano presenta una concentración casi uniforme por toda la atmósfera; abunda, pues, en el hemisferio sur. De acuerdo con los cálculos de estos autores, el metano constituía, en potencia, una fuente de monóxido de carbono mayor que la combustión de carburantes fósiles.
E
l monóxido de carbono inyectado en la atmósfera no permanece en ella para siempre. Tras un período que va de unos diez días a varios meses, desaparece. Se sabe que una parte se deposita sobre la tierra y es absorbida por el suelo. Hiram Levy II había demostrado ya que el hidroxilo podía también eliminar el monóxido de carbono del aire, convirtiéndolo en dióxido de carbono. Pese a estos avances teóricos, los problemas de la formación y de la eliminación del monóxido de carbono no podían resolverse del todo hasta conocer la distribución del gas. Las regiones de concentración insólitamente grande podrían ofrecer indicios acerca
1. SEGUN DATOS recogidos por el grupo del MAPS (“Medición de la contaminación atmosférica desde el espacio”), el aire con abundancia de CO procedente de la pluviselva y la sabana se eleva sobre las regiones tropicales. Ha quedado claro que el monóxido de carbono no es exclusivamente un producto secundario del transporte y la industria. Este mapa está basado en medicio-
LA ATMÓSFERA
de las fuentes de monóxido de carbono; las zonas de concentración baja podrían revelar dónde abandonaba la atmósfera. Mas, ¿cómo crear mapas extensos y detallados de la distribución del monóxido de carbono? No procedía recurrir a las mediciones realizadas desde el suelo o desde aviones, puesto que se requeriría un número ingente de ellas. Harían falta meses o años para que toda una flota de aviones recogiera datos suficientes que permitieran levantar un mapa detallado, que, por otra parte, no abarcaría las fluctuaciones de la concentración en breves lapsos de tiempo. Mientras se llevaban a cabo diversos estudios, se ponderaban las posibilidades de aplicación de los satélites situados en órbita terrestre para realizar exploraciones globales del monóxido de carbono. Un instrumento en órbita podría compilar suficientes mediciones para levantar un mapa en pocos días, que además se habrían tomado en condiciones casi simultáneas en diferentes longitudes y latitu-
nes realizadas desde el Challenger con un instrumento sensible al infrarrojo en octubre de 1984. Los valores del CO muestran la proporción de mezcla con el aire a altitudes de entre 3 y 18 km; los penachos son arrastrados desde sus puntos de origen por los vientos. Cada cuadrado mide cinco grados de lado; el código de colores representa el promedio de múltiples mediciones.
107
des. Las investigaciones teóricas de Claus Ludwig y sus colaboradores mostraron la posibilidad de medir el monóxido de carbono desde un satélite mediante radiometría de filtro de gas. Esta técnica había sido ya aplicada por el grupo de John T. Haughton para estudiar la temperatura atmosférica mediante el satélite Nimbus IV. Se comprobó el funcionamiento a bordo de aviones de varias modalidades de la técnica del filtro de gas en el Centro de Investigación Langley, de la Administración Nacional de Aeronáutica y del Espacio (NASA ). Se adoptó una de ellas, propuesta por Anthony Barringer: sería el candidato a partir del cual desarrollar el instrumento que embarcaría en el satélite. Uno de los autores (Reichle) invitó entonces a los demás (Newell y Seiler) a formar parte del equipo científico que dirigiría el desarrollo de un experimento a realizar a bordo del transbordador espacial. El experimento, que se denominó “Medición de contaminación atmosférica desde el espacio” ( MAPS), se propuso durante 1976 para uno de
los vuelos orbitales de prueba del transbordador.
E
l radiómetro MAPS de filtro de gas se basa en el principio según el cual el monóxido de carbono absorbe la radiación infrarroja a frecuencias discretas. Esta absorción selectiva sirve de “huella dactilar” para detectar y medir las concentraciones del gas en la atmósfera. El monóxido de carbono absorbe, de manera característica, la energía infrarroja a longitudes de onda próximas a 4,67 micrometros (millonésimas de metro), aunque la forma precisa de la absorción depende de la presión y de la temperatura del gas. La lente objetivo del instrumento MAPS apunta hacia la Tierra y capta la radiación del sistema Tierra-atmósfera. Esta radiación se “fragmenta” luego periódicamente mediante una rueda giratoria que también introduce destellos de radiación infrarroja procedentes de una placa de aluminio ennegrecido a temperatura regulada. Esta placa, llamada fuente de radiación de cuerpo negro, irradia un espec-
2. FORMACION NATURAL DEL MONOXIDO DE CARBONO en la atmósfera mediante una cadena de reacciones que comienza con la oxidación del metano (CH4) por el radical hidroxilo (OH–). El hidroxilo es esencial en varios pasos del ciclo, tanto en la formación del monóxido de carbono (CO) como en
108
tro conocido que no presenta pérdidas por absorción a ninguna longitud de onda. Este espectro suavizado sirve de referencia para medir las cantidades de radiación absorbidas por la atmósfera. El haz combinado atraviesa un filtro que elimina todas las longitudes de onda, excepto las próximas a 4,67 micrometros. Divisores de haz separan esta radiación seleccionada y la dirigen a tres fotodetectores. Uno de ellos está situado detrás de una célula de gas, transparente y vacía; mide alternativamente la intensidad absoluta de la señal de la atmósfera y la del cuerpo negro. Los otros dos detectores se encuentran detrás de unas células llenas de monóxido de carbono a distintas presiones. El registrador del instrumento almacena tres mediciones: la salida electrónica del detector tras la célula de vacío con el correspondiente registro temporal y las dos diferencias entre esa salida y las de los detectores tras los filtros de gas. Las dos señales de diferencia representan los grados de semejanza entre los cambiantes espectros de la atmós-
su transformación en dióxido de carbono (CO2). El monóxido de carbono compite con otros gases por el hidroxilo. A medida que los niveles de monóxido de carbono aumentan con la quema de bosques húmedos y otros procesos similares, se consume una mayor cuota de hidroxilo.
TEMAS 12
fera y las señales constantes de cada de la cobertura nubosa y eliminaron paron en un estudio de monóxido de una de las cápsulas de monóxido de del conjunto de datos del MAPS todas carbono y otros gases sobre Brasil. Las carbono puro. Cuando la región de la las mediciones de monóxido de car- mediciones realizadas desde aviones atmósfera que se mide se halla bas- bono tomadas a través de nubes. mostraron concentraciones en la capa tante libre de monóxido de carbono, Había que comprobar la sensibili- fronteriza de hasta 400 moléculas por las diferencias son grandes; pero si dad del instrumento MAPS para altas mil millones de moléculas de aire sobre abunda el monóxido de carbono, las y para bajas proporciones de mezcla la pluviselva tropical virgen. Se encondiferencias se acortan. A partir de esas de monóxido de carbono. Para hacer traron incluso valores más altos, algumedidas y de las temperaturas y pre- la prueba de la concentración grande nos de los cuales se salieron de la escala siones conocidas del interior de las montamos el radiómetro en un avión del instrumento de medida, cerca de cápsulas de gas, se infiere la propor- que voló sobre el lago Michigan con la una sabana brasileña que estaba ción de dióxido de carbono que hay en misión de explorar el monóxido de car- ardiendo. la atmósfera. Ese valor se denomina bono producido por el tráfico de la hora proporción de mezcla. punta matutina en Chicago. Se deteco tardaron en aparecer nuevas teoPor variar con la presión el espec- taron los penachos de monóxido de carrías para explicar de qué modo los tro de radiación del monóxido de car- bono de Chicago y de Milwaukee. El bosques podían aportar monóxido de bono, cada detector responde más inten- primero presentó niveles que, prome- carbono a la atmósfera. Inspirado por samente al monóxido de carbono a diados en altitud, dieron 260 molécu- los datos recogidos en Brasil, Paul J. diferente altura. El detector situado las de monóxido de carbono por mil Crutzen sugirió que se podían formar tras el monóxido de carbono cuya pre- millones de moléculas de aire, valor grandes cantidades de monóxido de sión es de 266 milímetros de mercurio que, aunque alto, no resultaba ines- carbono sobre la pluviselva virgen por presenta su máxima sensibilidad ante perado. medio de la oxidación fotoquímica de los gases de alturas comprendidas entre Durante lo que se suponía que iba hidrocarburos distintos del metano. tres y ocho kilómetros, mientras que a ser la prueba de proporciones bajas, Estos hidrocarburos provendrían de la “lectura” a través de monóxido de el MAPS midió por primera vez los nive- las resinas y aceites producidos funcarbono a una presión de 76 milíme- les de monóxido de carbono en regio- damentalmente por los árboles. Alain tros de mercurio está ajustada para nes remotas y ajenas a la industriali- Marenco y Jean Claude Delauny llemedir el gas a menores alturas. El zación. En el verano de 1979 se incluyó garon a conclusiones similares a pardetector sin filtro responde de manera el MAPS en el MONEX , un proyecto inter- tir de datos obtenidos sobre bosques preferente a la radiación desde el suelo. nacional para estudiar los monzones tropicales de Africa. Las diferentes curvas de respuesta de de la India. A bordo de un avión ConEn colaboración con Seiler, Crutzen los detectores nos ayudan a estimar vair 990 de la NASA , el radiómetro MAPS propuso también que la combustión la altura del monóxido de carbono tomó lecturas a lo largo de dilatados de biomasa (la vegetación que se tala medido durante los experimentos MAPS. vuelos de crucero por el mar Arábigo y los excrementos de animales que sira una altitud de unos 12 kilómetros. ven de combustible) constituye una de ara que las medidas de los Estas lecturas fueron comprobadas las fuentes principales de carbono detec tores conduzcan a las pro- mediante análisis de muestras de aire atmosférico. Sólo una parte del mismo porciones de mezcla de monóxido de recogidas en vuelo por Estelle P. Con- toma la forma de monóxido; otra fraccarbono hay que conocer también otros don. ción mucho mayor se convierte en diófactores que influyen en la radiación Para nuestra sorpresa, estos vuelos xido y en partículas de carbono. La que atraviesa la atmósfera, como son detectaron concentraciones de combustión de biomasa aporta anuallas condiciones meteorológicas, el monóxido de carbono sobre Arabia Sau- mente a la atmósfera, según los cálángulo de elevación solar durante las dita y el valle del Ganges, en la India, culos de Seiler y Crutzen, de dos a cuaobservaciones y las estimas de la reflec- que eran todavía mayores que las tro mil millones de toneladas métricas tividad del terreno, todos los cuales encontradas sobre Chicago a la hora de carbono. Trabajos realizados por tuvimos en cuenta. La información del punta. Tanto las mediciones del MAPS Helene Cachier y sus colaboradores Centro de Oceanografía Numérica de como el análisis de las muestras arro- han mostrado también que los aerola Armada de los EE.UU. fue de ina- jaron proporciones de mezcla en esas soles carbonados de los bosques tropipreciable valor. Elaboramos modelos regiones por encima de las 300 molé- cales liberan a la atmósfera tantas atmosféricos que nos ayudaron a intro- culas de monóxido de carbono por mil partículas carbonadas pequeñas como ducir correcciones instadas por la pre- millones de moléculas de aire. Sobre todas las fuentes industriales. Muchos sencia de vapor de agua, dióxido de el mar Arábigo se encontraron concen- de esos aerosoles se producen durante carbono, ozono y óxido nitroso, todos traciones mucho más bajas, de unas la estación seca, cuando ocurren la los cuales también absorben energía 80 moléculas por mil millones de molé- mayoría de los incendios naturales y cerca de 4,67 micrometros. culas de aire, cerca del ecuador, donde antropogénicos. Las nubes situadas en el campo de el aire del hemisferio sur se estaba En medio de este cúmulo de sorpreobservación del instrumento pueden incorporando a la circulación monzó- sas y nuevas teorías, el radiómetro perturbar las medidas; introdujimos nica. MAPS se instaló a bordo de la lanzalas oportunas correcciones. Nuestra A medida que progresaba el trabajo dera espacial en su segundo vuelo de solución durante el primer vuelo del del MAPS, se fueron acumulando otras prueba, en noviembre de 1981. Por pruebas contra el viejo punto de vista culpa de los fallos en los sistemas de MAPS en transbordador fue alinear una cámara con el eje sensor del radióme- que asociaba el monóxido de carbono alimentación eléctrica y refrigeración tro, de modo que el sistema Tierra- casi exclusivamente con regiones desa- del transbordador, sólo se recogieron atmósfera se pudiese fotografiar mien- rrolladas. Durante la estación seca, en once horas de datos aprovechables en tras se tomaban las medidas. Nuestros agosto y septiembre de 1980, uno de el curso de dos días, lo que representa colegas Warren D. Hypes y Barbara nosotros (Seiler) y expertos del Cen- unas 10.000 observaciones de monóxido B. Gormsen inspeccionaron luego minu- tro Nacional de Investigación Atmos- de carbono a alturas entre tres y doce ciosamente esas fotografías en busca férica de Boulder, Colorado, partici- kilómetros.
N
P
LA ATMÓSFERA
109
Las regiones observadas se encon- intensa convección: la combustión de terreno que se extendía bajo la capa traban en la banda tropical, entre las carburantes fósiles era la presumible fronteriza que medimos en Africa cenlatitudes 37 grados norte y 37 grados responsable de esos valores altos. tral correspondía a pastizales y sabana; sur. Desde la altura del transbordahabía pluviselva en un radio de 500 dor, a 260 kilómetros, el MAPS regisa gran sorpresa se nos presentó, sin kilómetros. tró la radiación de sucesivas zonas de embargo, cuando vimos que los Era obvio que una fuente distinta la superficie terrestre de 20 kilóme- valores más altos de monóxido de car- de la industria producía nubes de tros de anchura. Estas zonas explora- bono se habían registrado sobre regio- monóxido de carbono en esas zonas sin das se dividieron en una malla de cinco nes con poca o nula actividad indus- desarrollar. La proximidad de la plugrados de latitud por cinco grados de trial, ni tráfico automovilístico; muchas viselva parecía constituir un elemento longitud. Eliminamos las variaciones de esas zonas caían en el hemisferio común; la quema de vegetación en la de pequeña escala en los datos prome- sur o en los trópicos. La parte septen- sabana podría intervenir también. diando las múltiples mediciones rea- trional de América del Sur, Africa cen- Dicho de otra manera, las teorías prolizadas dentro de cada cuadro de la tral y China oriental arrojaban nive- puestas por Crutzen, Seiler y otros retícula. les superiores a 100 moléculas por mil podrían explicar los datos recogidos Cuando analizamos así los datos del millones de moléculas de aire. (La medi- por el MAPS durante su primer vuelo ción más alta correspondió al golfo de en el transbordador espacial. EsperáMAPS, quedamos atónitos ante el cuadro que nos ofrecía la distribución glo- Guinea, en la costa occidental del Africa bamos que las medidas de un segundo bal del monóxido de carbono. Lo menos ecuatorial, pero quizá se debió a una vuelo confirmasen y ampliasen los dessorprendente era observar que las con- fluctuación estadística que reflejara cubrimientos iniciales. centraciones más bajas, de unas 40 el pequeño número de valores aprove Antes del segun do experimento a moléculas por mil millones de molé- chables.) bordo de la lanzadera, se adaptó el insculas de aire, correspondieran a la ¿De dónde procedía el monóxido de trumento MAPS para acoplarle un siszona del Pacífico suroriental y de carbono que había sobre esas regiones tema sencillo de detección de nubes. Argentina, donde los vientos soplan sin industrializar? Inspeccionamos Sólo se llenó entonces una cápsula con del oeste después de recorrer un largo mapas de las velocidades del viento y monóxido de carbono. Este cambio camino por encima del océano. Dado recabamos información sobre la acti- limitó ligeramente nuestra capacidad que los estudios anteriores habían des- vidad convectiva en las regiones obser- para determinar las alturas de los cartado que los océanos fueran fuen- vadas durante noviembre. Quedó claro penachos de monóxido de carbono, pero tes importantes de monóxido de car- que el aire cargado de monóxido de podíamos aceptarlo. La otra célula se bono, estos resultados concordaban carbono que se encontraba a 10 o 12 llenó de óxido nitroso, que está mezcon lo que se esperaba. kilómetros por encima de América del clado con el aire en una proporción Descubrimos concentraciones mayo- Sur y del océano Atlántico ecuatorial casi constante de 305 moléculas por res de monóxido de carbono, de unas se había originado en la capa fronte- mil millones de moléculas de aire en 75 moléculas por mil millones de molé- riza atmosférica baja sobre la pluvi- los 12 kilómetros inferiores de la atmósculas de aire, sobre el Mediterráneo selva tropical. El aire sobre China fera. Al igual que el monóxido de caroriental y las masas de tierra vecinas. había barrido los bosques húmedos del bono, el óxido nitroso absorbe energía El mismo aire había pasado antes sobre noroeste de Birmania el día anterior cerca de los 4,67 micrometros. Esta Europa occidental en una época de al de la toma de las muestras. El nueva configuración nos permitía medir
L
3. RADIACION INFRARROJA de la atmósfera: penetra en el radiómetro MAPS y es “fragmentada” por una rueda giratoria con ranuras que introduce destellos de radiación procedente de un cuerpo negro de referencia. Un filtro óptico elimina todas las longitudes de onda, salvo una ventana en torno a los 4,67 micrometros, el máximo de la banda de absorción del CO. Unos espejos
110
dirigen el haz de radiación seleccionada hacia tres detectores. El detector sin filtro reside detrás de una cápsula donde se ha operado el vacío; mide la intensidad absoluta de la radiación. Los otros dos detectores están detrás de cápsulas llenas de CO. La salida del detector sin filtro y las diferencias entre ésta y las de los detectores con filtro de gas se registran para su estudio.
TEMAS 12
4. PROPORCIONES DE MEZCLA del CO en la atmósfera. Se calculan comparando los espectros atmosférico y de referencia observados por los detectores. Un detector equipado con una cápsula de CO que hace de filtro da una señal baja y casi constante, porque el gas de la cápsula absorbe fuertemente casi toda la radiación que recib e en torno a 4,67 micrometros, cualquiera que sea su fuente. A esa longitud de onda, un detector sin filtro indica la absorción parcial de la radiación
(cuando se observa la atmósfera) o absorción nula (lectura del cuerpo negro de referencia). La diferencia A, tomada cuando ambos detectores están observando la atmósfera, guarda una relación matemática con la diferencia entre las concentraciones de monóxido de carbono en la atmósfera y en la cápsula. La diferencia B, que compara la emisión del cuerpo negro con la absorción en la cápsula, sirve para calibrar el sistema.
las proporciones de mezcla de ambos gráfica más extensa. Se recogieron 86 se obtuvieron esas mediciones estaba gases: dióxido de carbono y óxido horas de observaciones durante nueve en contacto con el aire; era, pues, sennitroso. Puesto que la proporción de días, con las que se levantaron dos sible a proporciones de mezcla inferiomezcla del óxido nitroso es casi cons- mapas, que ofrecían las distribuciones res a la molécula de monóxido de cartante, cualquier fluctuación aparente de la concentración de dióxido de car- bono por mil millones de moléculas de que el instrumento observase había bono promediadas a lo largo de cuatro aire. Las mediciones se realizaron a que atribuirla a las nubes que entra- y cinco días consecutivos, respectiva- una altitud de unos 10 kilómetros ran en el campo de observación. Iden- mente. durante el vuelo de Frankfurt a São tificando tales fluctuaciones, podríaLas pautas de distribución de Paulo y el de regreso. mos reconocer de inmediato y monóxido de carbono registradas en Las pautas de la distribución nortedescartar los datos correspondientes el vuelo de octubre de 1984 se pare- sur del monóxido de carbono, medidas de monóxido de carbono, que habrían cían a las recogidas en noviembre de casi simultáneamente por MAPS y el resultado distorsionados. Esta modi- 1981. Sobre América del Sur, Africa avión, guardaron una estrecha corresficación del instrumento eliminó la austral, Europa, la URSS, China, el pondencia. Las mediciones del avión tediosa tarea de examinar las fotogra- Pacífico septentrional y el sur del resultaron sistemáticamente más altas fías en busca de nubes. océano Indico se midieron valores que que las del MAPS en un 40 por ciento; El segundo vuelo del MAPS en el trans- superaban las 100 moléculas de la razón de la discrepancia está aún bordador se produjo en octubre de 1984. monóxido de carbono por cada mil millo- por dilucidar. Aunque programado para principios nes de moléculas de aire. Los valores Todas las mediciones del MAPS y de de la primavera de ese año, hubo que más bajos se localizaban sobre el Pací- los aviones inducen a pensar, sin duda, retrasarlo ante la demora sufrida en fico tropical, el Atlántico septentrio- que al menos durante el otoño del el lanzamiento del transbordador. Fue nal, el Sahara y Argentina. hemisferio norte y la primavera del una pena. Hubiéramos preferido que hemisferio sur, cuando aquéllas se las mediciones tomadas durante la prias fotografías tomadas desde tomaron, la pluviselva y las sabanas mavera complementasen las realizael espacio por Kathryn D. Sulli- rivalizan o sobrepasan a los combusdas en noviembre de 1981 y nos apor- van, astronauta de la NASA , confirma- tibles fósiles en potencia generadora taran algún signo de la variación del ron la asociación entre grandes incen- de monóxido de carbono atmosférico. monóxido de carbono en el curso del dios visibles desde la órbita y penachos La combustión y la oxidación de hidroaño. Seiler y sus colaboradores habían ricos en monóxido de carbono. Se com- carburos contribuyen a esta producllevado a cabo una exploración previa probó, en este sentido, que el humo de ción. Pese a las semejanzas de los valodel aire desde estaciones de superfi- los incendios cerca de la desemboca- res más altos registrados en todo el cie en ambos hemisferios y habían des- dura del río Zambeze, en Africa, avan- mundo, parece que el monóxido de carcubierto una manifiesta variación esta- zaba tierra adentro arrastrado por un bono se libera a través de distintos cional, en la que los máximos niveles viento del este. La convección trans- mecanismos. del monóxido de carbono coincidían portó el humo hasta alturas comprenLa contribución relativa de cada con la primavera local. didas entre 5 y 10 kilómetros, donde mecanismo en la aportación de En otros aspectos, el segundo vuelo el radiómetro MAPS detectó el monóxido monóxido de carbono a la atmósfera del MAPS en el transbordador espacial de carbono que contenía. varía con el lugar. La oxidación del representó una mejora sobre el priPara calibrar los datos MAPS de 1984, metano y otros hidrocarburos constimero. La órbita del transbordador en Seiler y su grupo de investigación rea- tuye una fuente importante en ambos este vuelo abarcó un dominio más lizaron gran cantidad de mediciones hemisferios; el gas desprendido por los amplio de latitudes, desde 57 grados desde un avión que voló sobre el océano procesos bioquímicos del suelo y la norte hasta 57 grados sur; las obser- Atlántico durante la misión del trans- vege tació n no supone una cantidad vaciones cubrieron, pues, un área geo- bordador. El instrumento con el que muy notable. En general, la combus-
L
LA ATMÓSFERA
111
5. SE HAN MEDIDO LAS VARIACIONES ESTACIONALES de los niveles de monóxido de carbono atmosférico en ambos hemisferios. Las medidas del hemisferio norte se hicieron en el observatorio de Mauna Loa en Hawai; las del hemisferio sur, en la estación terrestre de Cape Point en el cabo de Buena Esperanza, en Sudáfrica. Cada valor medio mensual se basa en un registro continuo del monóxido de carbono que cubre un período de al menos cinco años. En ambos hemisferios, la proporción de mezcla del monóxido de carbono alcanzó un máximo en la primavera local o cerca de ella, debido al desprendimiento, por los árboles, de grandes cantidades de hidrocarburos que después se oxidaban dando CO.
tión de carburantes fósiles es la fuente Trabajando con datos estadísticos, principal de monóxido de carbono en Seiler y Crutzen han calculado que el hemisferio norte industrial, mien- entre el 0,5 y el 0,75 por ciento de los tras que la combustión de biomasa pre- bosques tropicales arde cada año. Condomina en el hemisferio sur y en los forme mengua la base productiva de trópicos. la masa forestal y las tasas de incenLa cantidad de monóxido de carbono dio aumentan, los porcentajes de pératribuible a la quema de vegetación, dida de bosques se multiplican. Algumucha de la cual es el resultado de nas zonas deforestadas podrán volver actividades humanas en países en vías a crecer, pero los bosques talados para de desarrollo, plantea cuestiones la agricultura se pierden para sieminquietantes. ¿Cuál es la relación entre pre. la tasa a la cual los bosques pierden La desaparición de la pluviselva trocarbono por combustión, comparada pical e incluso una merma notable de con la velocidad de incorporación del su extensión podrían alterar drásticamismo en los árboles en crecimiento mente el clima al cambiar las distria través de la fotosíntesis y la respi- buciones globales de evaporación y de ración? ¿Cuáles son las consecuencias circulación del calor. Los árboles ambientales? devuelven grandes cantidades de La población de los países en vías humedad a la atmósfera por medio del de desarrollo emplea abundantemente vapor de agua que sus hojas desprenla madera como combustible; también den durante el día. Cuando desaparela queman para obtener suelos para cen los árboles, aumenta la escorrenpastos, agricultura o nuevos asenta- tía y el suelo evapora al aire menos mientos. Además, el ritmo de incen- vapor de agua. La evaporación modera dios está creciendo por culpa de la pre- también las temperaturas de superfisión económica y de la apremiante cie, absorbiendo energía solar que de escasez de combustible. otra manera calentaría el suelo. Como
112
resultado de la desaparición de los árboles, las temperaturas se tornarían más extremas. Tampoco todos los efectos serían locales. La evaporación importa, asimismo, porque constituye una vía eficaz de transportar energía solar hacia grandes altitudes de la atmósfera. Sin evaporación, el calor del suelo es conducido directamente a las capas de la atmósfera inmediatas. Sin embargo, el vapor de agua suele ascender de dos a ocho kilómetros de altura antes de liberar su calor latente condensándose en forma de lluvia. La inyección de calor a esas alturas es uno de los motores de la circulación atmosférica y del tiempo meteorológico en gran escala. Las consecuencias de su alteración resultan difíciles de predecir. No es fácil tampoco adivinar la manera en que las grandes cantidades de monóxido de carbono producidas por la combustión de biomasa pudieran cambiar el clima alterando la química atmosférica. El hidroxilo reacciona prestamente con el monóxido de carbono. Cuando las emisiones de este gas aumentan, el monóxido de carbono consume en proporción más hidroxilo y queda menos para romper el metano y otras moléculas. Esta alteración del equilibrio químico de la atmósfera podría explicar los aumentos de metano atmosférico que se han observado recientemente. El metano y el dióxido de carbono son gases de invernadero. En la atmósfera ayudan a aprisionar calor que, sin él, la Tierra devolvería al espacio. Gran parte de la creciente preocupación por un posible cambio climático global debido a la intensificación del efecto de invernadero se ha centrado en los enormes aumentos del dióxido de carbono atmosférico; queda por ver si los aumentos del monóxido de carbono darán por resultado metano suficiente para agra var el problema.
BIBLIOGRAFIA COMPLEMENTARIA T ROPOSPHERIC C HEMISTRY : A GLOBAL
. J. A. Logan, M. J. Prather, S. C. Wofsy y M. B. McElroy en Journal of Geophysical Research, vol. 86, número C8, págs. 7210-7254; 20 de agosto de 1981. PERSPECTIVE
MIDDLE
AND
UPPER TROPOSPHERIC CAR-
BON MONOXIDE MIXING RATIOS AS MEASURED BY A
SATELLITE -BORNE REMOTE
. H. G. Reichle, Jr., V. S. Connors, J. A. Holland, W. D. Hypes, H. A. Wallio, J. C. Casas, B. B. Gormsen, M. S. Saylor y W. D. Hesketh en Journal of Geophysical Research, vol. 91, n.o C9, págs. 1086510887; 20 de septiembre de 1986. SENSOR
DURING N OVEMBER 1981
TEMAS 12
