Curso de orientación para el control de la contaminación del aire

La energía consumida en casi todos los procesos atmosféricos proviene del sol. Esta energía se transfiere a través de la radiación del calor en forma de ondas electromagnéticas. La radiación del sol tiene su pico de transmisión en el rango visible de longitudes de onda [entre 0,38 y 0,78 micrómetros (µm)] del espectro electromagnético (figura 2-1). Sin embargo, el sol también descarga una cantidad considerable de energía en las regiones ultravioletas e infrarrojas. Noventa y nueve por ciento de la energía solar se emite en longitudes de onda que oscilan entre 0,5 y 40 µm. Además, las longitudes de onda más largas que 2,5 µm son fuertemente absorbidas por el vapor de agua y el dióxido de carbono de la atmósfera. La radiación en longitudes de onda menores que 0,29 µm es altamente absorbida en la atmósfera por el nitrógeno y el oxígeno. Por consiguiente, la radiación solar que cae sobre la Tierra generalmente tiene una longitud de onda que oscila entre 0,29 y 2,5 µm.

La cantidad de radiación solar recibida en una hora y un lugar específicos del sistema Tierra-atmósfera se llama insolación (en inglés, insolation, de incoming solar radiation). La insolación esta determinada por cuatro factores:

La constante solar es la cantidad promedio de radiación recibida en un punto perpendicular a los rayos solares, localizado fuera de la atmósfera en la distancia media entre la Tierra y el sol. La cantidad real de radiación solar recibida en el borde exterior de la atmósfera varía ligeramente según la producción de energía del sol y la distancia de la Tierra en relación con este. Debido a la excentricidad de la órbita terrestre alrededor del sol, la Tierra se acerca más a este en enero que en julio. Además, la radiación emitida por el sol varía un poco, probablemente en un porcentaje mínimo. Estas ligeras variaciones que afectan la constante solar son triviales si se consideran las propiedades atmosféricas que agotan la cantidad total de radiación solar que cae sobre la superficie terrestre. La transparencia de la atmósfera, la duración de la luz del día y el ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra son mucho más importantes para determinar la cantidad de insolación que realmente se recibe, la que también influye en el clima.

La transparencia de la atmósfera tiene una relación importante con la cantidad de insolación que llega a la superficie terrestre. La radiación emitida se agota a medida que pasa a través de la atmósfera. Los diferentes compuestos atmosféricos absorben o reflejan energía de diferentes maneras y en cantidades variadas. La transparencia de la atmósfera se refiere al monto en que la radiación penetra en la atmósfera y llega a la superficie terrestre sin agotarse. Como se indica en la figura 2-2, una parte de la radiación que recibe la atmósfera se refleja desde la parte superior de las nubes y desde la superficie terrestre, y otra es absorbida por moléculas y nubes.

La capacidad general de las diferentes superficies de la Tierra de reflejar energía solar a la atmósfera se conoce como albedo. El albedo se define como la fracción (o porcentaje) de la energía solar incidente que refleja una superficie al espacio. Las diferentes superficies (agua, nieve, arena, etc.) tienen diferentes valores albedo (cuadro 2-2). Para la Tierra y la atmósfera como un todo, el albedo promedio es 30% cuando hay condiciones generales de nubosidad sobre la Tierra. Este índice es mayor en el rango visible de las longitudes de onda.

Algunos de los gases de la atmósfera (notoriamente el vapor de agua) absorben la radiación solar, por lo que llega una menor radiación a la superficie terrestre. A pesar de componer sólo aproximadamente 3% de la atmósfera, el vapor de agua absorbe en promedio seis veces más radiación solar que los demás gases combinados. Por lo tanto, la cantidad de radiación recibida por la superficie terrestre es considerablemente menor que la recibida fuera de la atmósfera, representada por la constante solar.

Todos los cuerpos, no sólo el sol, irradian energía en longitudes de onda a lo largo del espectro electromagnético. Los cuerpos más cálidos irradian longitudes de onda más cortas y los más fríos, longitudes de onda más largas. Mientras que el sol tiene su transmisión pico en el rango visible (0,38 a 0,78 µm), la Tierra emite su radiación máxima en longitudes de onda considerablemente más largas -en el rango de 10 µm (región infrarroja). La Tierra se calienta cuando absorbe energía y se enfría cuando la irradia. Asimismo, absorbe y emite radiación al mismo tiempo. Si la superficie terrestre absorbe más energía que la que irradia, se calentará. Si irradia más energía que la que absorbe, se enfriará.

Superficie	Albedo (porcentaje de la radiación incidente de onda corta)
Suelo negro, seco Suelo negro, húmedo Terreno arado, húmedo Arena, brillante, fina	14 8 14 37
Nieve densa, seca y limpia Hielo de mar ligeramente poroso azulado lechoso Capa de hielo cubierta con una capa de agua de 15-20 cm Bosque cubierto por nieve	86-95 36 26 33-40
Bosque de árboles con hojas caducas Copos de robles Bosques de pinos Zonas de arbustos desiertas	17 18 14 20-29
Pantanos Praderas Trigo de invierno Brezo	10-14 12-13 16-23 10
Yuma, Arizona Washington, D.C. (setiembre) Winnipeg, Manitoba (julio) Great Salt Lake, Utah	20 12-13 13-16 3

La Tierra absorbe radiación solar de onda corta y emite una radiación terrestre de longitudes de onda más largas. En la atmósfera, las nubes, el vapor de agua y, en menor grado, el dióxido de carbono, absorben la radiación terrestre, que hace que la atmósfera se caliente. La atmósfera absorbe mucho más radiación terrestre que solar. Además, también irradia energía al espacio exterior y la devuelve a la superficie terrestre. El sistema Tierra-atmósfera emite continuamente radiación terrestre, durante el día y la noche. La absorción atmosférica de la radiación terrestre beneficia al sistema Tierra-atmósfera al captar la radiación que se podría perder en el espacio. Este fenómeno explica por qué la temperatura del aire generalmente es más caliente durante las noches nubladas que durante las despejadas. El efecto invernadero es el nombre dado al resultado del proceso de intercambio de energía que hace que la superficie terrestre se caliente más que lo que se calentaría si la atmósfera no volviera a irradiar energía a la Tierra.

Gases como el dióxido de carbono y el metano también aumentan la capacidad de la atmósfera para absorber radiación. Algunos científicos piensan que las crecientes emisiones, provocadas por el hombre de estos compuestos naturales (y de otros gases de comportamiento similar, generalmente denominados gases del efecto invernadero) están calentando la Tierra y la atmósfera más rápido de lo normal. Este fenómeno se conoce como calentamiento global. El cuadro 2-3 presenta una lista de los gases predominantes del efecto invernadero. Algunos científicos prevén que si esta tendencia continúa, se producirán cambios graduales en las condiciones climáticas. Actualmente, se están realizando estudios para determinar si las emisiones provocadas por el hombre son significativas para el fenómeno del calentamiento global.

Cuadro 2-3. Los gases del efecto invernadero

Gas del efecto invernadero	% del total de los gases del efecto invernadero	Fuentes y % del total de los gases del efecto invernadero
Dióxido de carbono (CO2)	50	Energía de combustibles fósiles (35) Deforestación (10) Agricultura (3) Industria (2)
Metano (CH4)	16	Energía de combustibles fósiles (4) Deforestación (4) Agricultura (8) Óxido nitroso (N2O) 6 Energía de combustibles fósiles (4) Agricultura (2)
Clorofluorocarbonos (CFC)	20	Industria (20)
Ozono (O3)	8	Energía de combustibles fósiles (6) Industria (2)

La transparencia es una función no sólo de nubosidad sino también de latitud. Los rayos solares deben atravesar una capa de atmósfera reflectora de dispersión más espesa en las latitudes intermedias y altas que en las tropicales (figura 2-3). Este efecto varía según las estaciones: en invierno es mayor (en el hemisferio norte) cuando el eje terrestre se aleja del sol y hace que los rayos solares sean menos intensos en el horizonte (figura 2-4).

La duración de la luz de día también afecta la cantidad de insolación recibida: mientras más largo sea el período de luz solar, mayor será la posible insolación total. La duración de la luz del día varía con la latitud y las estaciones. En el ecuador, el día y la noche son siempre iguales. En las regiones polares, el período de luz del día alcanza un máximo de 24 horas en verano y un mínimo de cero horas en invierno. La figura 2-5 muestra cómo varía esta duración con las estaciones en el hemisferio norte.

Figura 2-5. Variaciones estacionales en la duración de la luz del día
(hemisferio norte)

El ángulo con que los rayos solares caen sobre la Tierra varía considerablemente a medida que el sol "se mueve" de un lado a otro del ecuador. Una superficie relativamente plana y perpendicular a un rayo solar vertical recibe la mayor cantidad de insolación. Por consiguiente, las áreas donde los rayos solares son oblicuos reciben menos insolación, ya que estos deben atravesar una capa más espesa de la atmósfera y se dispersan sobre una superficie mayor (figura 2-6). Este mismo principio se aplica al desplazamiento diario de los rayos solares. Al mediodía, se produce la mayor intensidad de insolación. Durante la mañana y la tarde, cuando el sol se encuentra en un ángulo bajo, la intensidad de la insolación es menor.