La atmósfera

    En la troposfera es donde se encuentran la mayor parte de los gases y el vapor de agua de la atmósfera, y su turbulencia afecta directamente a la corteza terrestre modelando su relieve. Por encima de la troposfera se sitúan: la estratosfera, la mesosfera y la termosfera; con gases cada vez más enrarecidos, y con las respectivas tropopausa, estratopausa y mesopausa. No sabemos casi nada del papel que tienen en la definición del clima terrestre. Lo más estudiado es el estrato o «capa de ozono» en la estratosfera, de la cual sabemos poco más que se sitúa a unos 50 km de altitud y que es la encargada de absorber la mayor parte de las radiaciones ultravioletas que llegan a la Tierra, por lo que se constituye en una importante reserva de calor. Esta capa emite calor, y la influencia de ese calor define la ruptura del gradiente térmico vertical de la tropopausa y la estratopausa. Muy probablemente la potencia del estrato tenga que ver con la temperatura media de la Tierra, ya que cuanto más grueso sea más calor absorberá.

    En la troposfera es donde tienen lugar los cambios de tipo de tiempo que nos interesan, y más nos afectan. Se compone fundamentalmente de nitrógeno 78%, oxígeno 21% y argón 1%, así como de CO2 y otros gases menores, todos ellos en proporciones más o menos estables. También contiene vapor de agua, agua, polvo y núcleos higroscópicos en suspensión, pero su proporción en la atmósfera es variable según los lugares. La concentración de vapor de agua y agua en suspensión depende de la existencia de un área de evaporación o una temperatura reducida.

    La temperatura en la troposfera, de manera general, tiene un gradiente adiabático térmico vertical negativo, de 1 ºC para las masas de aire no saturadas y de 0,5 ºC para las masas de aire saturadas, por cada 100 metros de altitud. Los cambios de temperaturas adiabáticos son aquellos que suceden en un gas, o en el aire, sin la intervención de ninguna fuente externa de frío o calor. Se calienta cuando se comprime y se enfría cuando se expande.

    Decimos que una masa de aire está saturada cuando su humedad relativa es del 100%. No obstante, en condiciones particulares, como la inversión térmica, esto puede variar, y el gradiente negativo convertirse en positivo, es decir, aumentar según ascendemos. El que una masa de aire esté o no saturada, sea húmeda o seca, o tenga o no la misma temperatura que otra contigua supone que pueda ascender, estabilizarse o descender; es decir, que la atmósfera esté estable, cuando la masa de aire desciende, o esté estática, o que esté inestable, cuando asciende: en cuyo caso puede llover. Distinguimos dos tipos de inversión térmica: la inversión de gran altura, debida a una convergencia frontal, cuando una masa de aire caliente es forzada a ascender dinámicamente; y la superficie de inversión, más localizada, que se produce en situaciones de anticiclón térmico, cuando el aire desciende por enfriamiento y la pérdida de temperatura es mayor en las capas bajas que en las altas.

    La humedad de una masa de aire no depende de la cantidad de agua por metro cúbico que contenga, eso es la humedad absoluta y obedece a la evaporación, sino de la capacidad del aire para absorber agua. Esta capacidad depende de la temperatura del aire, puesto que esta absorción de agua necesita energía calorífica. A esta capacidad se le llama humedad relativa y se mide en tantos por ciento. Para una misma humedad absoluta, la humedad relativa aumenta cuando desciende la temperatura. Para el clima lo más interesante es la humedad relativa ya que una masa de aire saturada, o cercana a la saturación, es una masa de aire húmeda y las plantas pueden aprovechar su agua; mientras que de una masa de aire seca no; aunque tenga mayor humedad absoluta. En realidad, todo depende de la presión de vapor de agua.

    Además, la atmósfera pesa, a una media de 1013 milibares (o hectopascales) al nivel del mar, aproximadamente una tonelada por centímetro cuadrado. Pero cuando el aire está frío desciende, haciendo aumentar la presión y provocando estabilidad. Se forma, entonces, un anticiclón térmico. Cuando el arie está caliente asciende, haciendo bajar la presión y provocando inestabilidad. Se forma, entonces un ciclón, o borrasca térmica. Sin embargo, también es cierto que el aire frío y el cálido tienden a no mezclarse, debido a la diferencia de densidad, y cuando se encuentran en superficie el aire frío empuja hacia arriba al aire caliente provocando un descenso de la presión e inestabilidad, por causas dinámicas. Se forma, entonces un ciclón, o borrasca dinámica. Esta zona de contacto es la que se conoce como frente. Cuando el aire frío y el cálido se encuentran en altura descienden en convergencia dinámica, haciendo aumentar la presión y provocando estabilidad, y el consiguiente aumento de la temperatura. Se forma, entonces un anticiclón dinámico. Es el mecanismo convectivo. En un frente podemos diferenciar varios tipos de nubes dependiendo de su altura: irisadas, cirros, cirrocúmulos y cirroestratos (altas); altoestratos y altocúmulos (medias); nimboestratos, cúmulosestrato, cúmulos y estratos (bajas). Cuando se acerca un frente comenzamos a ver las nubes más altas, hasta que llegan las bajas. Además, tenemos las nubes de desarrollo vertical que forman las tormentas: cúmulos y cumulonimbos. Las nubes medias pueden dar lloviznas débiles y las bajas lluvias y nieblas húmedas. Las lluvias que más lluvias dan son los nimboestratos.

    Vemos que la presión del aire no es uniforme, sin embargo tiende a serlo. Las disparidades de presión generan desplazamientos de las masas de aire en forma de vientos, tanto más fuertes cuanto mayores sean las diferencias de presión contiguas. La dirección de los vientos es siempre de las altas a las bajas presiones, y en general de oeste a este, debido a la rotación de la Tierra.

    Las diferencias de presión pueden ser regionales, pero también locales que generan brisas térmicas. Los vientos locales generados por las brisas térmicas se deben a la existencia de dos medios diferenciados con temperaturas notablemente contrastadas, como la tierra y el mar o las cumbre y los valles de las montañas. Las brisas marinas se caracterizan porque la tierra, durante el día se comporta como zona cálida y el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío del mar, y por lo tanto en superficie el aire circula del mar a la tierra. Por la noche la zona más cálida es el mar, es aquí donde el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío de la tierra, y por lo tanto en superficie el aire circula de la tierra al mar. Lo mismo ocurre en las montañas. Durante el día la cima se comporta como zona cálida y el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío del valle, y por lo tanto en superficie el aire circula del valle a la cima. Por la noche la zona más cálida es el valle, es aquí donde el aire asciende «dejando sitio» al aire más frío de la cima, y por lo tanto en superficie el aire circula de la cima al valle. La dirección de los vientos se mide en las estaciones meteorológicas y se representan en una rosa de los vientos.

    Otro de los elementos que influyen en el clima es la distribución de la energía calorífica que llega del Sol. La Tierra obtiene la energía suplementaria que necesita de su proximidad al Sol. Del Sol nos llegan radiaciones en forma de calor, pero esas radiaciones no se distribuyen uniformemente por toda la Tierra. Esto ocurre porque los rayos solares llegan paralelos a la Tierra, pero al ser esférica la cantidad de superficie que deben calentar es menor en el ecuador que en los polos. La cantidad de energía por unidad de superficie disminuye con el aumento de la latitud. Esta variación es decisiva en la distribución de las temperaturas en la Tierra, las latitudes bajas son cálidas y las altas frías. Pero, además de la cantidad de energía por unidad de superficie, debemos tener en cuenta el albedo o porcentaje de energía reflejada, la limpieza de la atmósfera, y la advección de masas de aire alóctonas, que compensan las diferencias, dulcificando el clima de todo el globo. También debemos tener en cuenta que la distribución de energía no es constante a lo largo del año, sino que sufre una variación estacional por el hecho de que el plano del ecuador, está inclinado 23º 27’ sobre el plano de la eclíptica, y el eje de rotación de la Tierra 66º 33’; latitudes que corresponden respectivamente a los trópicos y los círculos polares. El movimiento de traslación de la Tierra hace que el ángulo de mayor incidencia de los rayos solares se desplace entre el trópico de Cáncer y el trópico de Capricornio, lo que da lugar a las estaciones y a los ciclos anuales de tipos de tiempo.

    En la distribución de las temperaturas, y sobre todo en su contraste, tiene mucho que ver la distribución de las masas de agua y las tierras. La diferencia de calor específico permite que en las regiones cercanas a grandes masas de agua las temperaturas sean más constantes. El agua absorbe calor, y lo desprende, más despacio que la tierra, por lo que puede calentar o enfriar el ambiente. Además, en las regiones cercanas a masas de agua oceánicas las temperaturas pueden estar modificadas por la existencia de corrientes marinas, bien cálidas, bien frías. Su influencia es decisiva. La ausencia de este mecanismo se llama continentalidad.

    La continentalidad es otro factor  fundamental que define el clima ya que la lejanía de las grandes masas de agua dificulta que llegue aire húmedo hasta estas regiones. En estas regiones se observa un aumento de la amplitud térmica y descenso de las precipitaciones debido a la ausencia de masa de agua. De esta manera se dificulta el efecto invernadero. La amplitud u oscilación térmica es la diferencia entre la temperatura más cálida y la más fría registradas a lo largo de un año o de un día.

    Las masas de aire menos saturadas son menos eficaces a la hora de conformar el efecto invernadero. El efecto invernadero es un mecanismo natural que garantiza que en la Tierra durante la noche no desciendan las temperaturas hasta límites insoportables para la vida. Consiste en el calentamiento de la atmósfera por parte de la radiación de onda larga. La radiación de onda corta no calienta la atmósfera pero sí el agua y las rocas. Durante la noche la energía acumulada en estas superficies se desprende en forma de calor, onda larga capaz de calentar la atmósfera. No obstante, la analogía no es total, ya que en un invernadero, además de este mecanismo, el aire se calienta adiabáticamente debido a su concentración y ausencia de turbulencias, cosa que no sucede en la atmósfera. Se discute la influencia del aumento de los gases invernadero en este mecanismo.

    Pero ¿qué es lo que hace que un gas sea invernadero? El Sol emite radiaciones a una temperatura de unos 6.000 ºC lo que significa que la mayoría de las radiaciones están en el ultravioleta cercano, la luz visible y el infrarrojo cercano. Con estas longitudes de onda los gases más comunes en la atmósfera terrestre (nitrógeno, oxígeno y argón) apenas tienen capacidad de absorción (salvedad hecha de ozono con los rayos ultravioleta) por lo que llegan a la superficie terrestre calentándola. Esto se debe a que las moléculas de nitrógeno, oxígeno y argón son muy ligeras y su nivel de vibración fundamental se alcanza a temperatura ambiente, por lo que la interacción con la radiación infrarroja apenas modifica su estado. La superficie de la Tierra emite el calor acumulado, a temperaturas mucho más bajas que las del Sol (unos 27 ºC) en longitudes de onda del infrarrojo medio. Un gas invernadero es aquel que absorbe radiaciones de infrarrojos ente las 5 y las 50 milimicras, que es la longitud de onda mayoritaria en la que se encuentra el calor emitido por la superficie terrestre. Con estas longitudes de onda interfieren con las moléculas de H2O, el CO2, el metano y los otros gases invernadero presentes en la atmósfera haciéndoles vibrar, rotar y transladarse; es decir calentarse. Ese movimiento suplementario de las moléculas de los gases hace aumentar su temperatura.

    El relieve es un factor decisivo en el clima de muchas regiones. La altitud refresca la temperatura y enfría las masas de aire, debido al mencionado gradiente adiabático térmico vertical negativo. La cercanía a grandes masas de agua hace aumentar la humedad absoluta de las masas de aire, las cadenas montañosas y las costas rectifican el régimen de vientos, los grandes relieves generan el efecto barrera y el efecto foehn. Incluso la continentalidad es uno de los factores de clasificación de los climas.

    El efecto barrera es el que sufre el aire frío al ascender en altura por causa de la presencia de un relieve. Ese ascenso le hace perder temperatura y por lo tanto aumenta la humedad relativa hasta, saturarse y hacer que llueva. El efecto foehn es el contrario. Una vez que el aire se ha secado en la vertiente de barlovento, pasa la cima y desciende por la ladera contraria provocando vientos muy fuertes, secos y cálidos. En Estados Unidos se llama efecto chinook, en los montes Dálmatas bora y en los Andes argentinos zonda.

    A escala planetaria encontramos el balance hídrico, el movimiento cíclico del agua entre la atmósfera y la superficie de la Tierra, a escala planetaria, en el que se tienen en cuenta las precipitaciones, la evapotranspiración, la humedad y la arroyada. También incluye los datos de las corrientes oceánicas.

    La convección consiste en la transferencia de las partículas que forman un líquido, gas o fluido, debido a las diferencias de presión y temperatura. Cuando una masa de aire se calienta más que su entorno se expande y asciende creando una corriente ascendente en la que va perdiendo calor y densidad, y por lo tanto inestabilidad, hasta igualarse con la temperatura del entorno. En ese momento el aire se expande horizontalmente empujado por la corriente ascendente. Abajo el descenso de presión provocado por el desalojo del aire es sustituido por aire frío que se va calentando y alimentando la columna de aire ascendente. En altura, cuando el aire se enfría desciende, generando una columna de aire descendente, y por lo tanto estabilidad. En su descenso el aire se calienta progresivamente hasta llegar al suelo, donde se expande horizontalmente. Parte de ese aire realimenta la columna de aire ascendente porque vuelve a ocupar el vacío dejado por el aire caliente. Se forma, así, una célula de circulación llamada célula convectiva. En la atmósfera este es el mecanismo que explica desde las tormentas, células convectivas pequeñas, a la circulación general de la atmósfera.