E9 Interacción Atmósfera - Superficie Continental

Tópico

La interacción entre la atmósfera y la superficie continental controla el intercambio de energía, de agua y de momento entre ambas. El balance energético superficial rige esa interacción: la radiación neta que la superficie absorbe se reparte entre tres destinos distintos, calor sensible que calienta directamente el aire, calor latente que se destina a evaporar agua, y calor que el propio suelo almacena. Qué fracción de esa radiación neta termina como calor latente en vez de como calor sensible depende críticamente de la humedad del suelo: un suelo seco no tiene agua que evaporar, así que le devuelve al aire, en forma de calor sensible, la energía que un suelo húmedo habría destinado a calor latente, y por eso un suelo seco calienta más al aire que tiene encima.

Además de la humedad del suelo, la orografía también influye dramáticamente en la distribución de la precipitación, y lo hace de dos maneras opuestas según de qué lado de una cadena montañosa se esté: el lado de barlovento recibe precipitación orográfica, porque el aire húmedo que choca contra la ladera se ve forzado a ascender y a condensar su vapor de agua; el lado de sotavento, en cambio, experimenta el efecto föhn, porque ese mismo aire, ya sin la humedad que dejó del otro lado, desciende por la ladera opuesta y se calienta por compresión adiabática en vez de enfriarse.

Más allá de la orografía, existen otros mecanismos locales capaces de disparar la convección: la convergencia que produce la brisa marina en las zonas costeras, cuando el aire que se calienta sobre la tierra y el aire más fresco que viene del mar se encuentran, y la convergencia que producen los propios bordes de la vegetación, cuando una superficie más cálida y desnuda se encuentra con una superficie más fresca y cubierta de plantas, generando una diferencia de calentamiento que también empuja al aire a converger y ascender.

Todos estos mecanismos que disparan la convección —la orografía, la brisa marina, los bordes de vegetación— determinan dónde cae la lluvia, pero es la propia humedad del suelo la que decide si esa lluvia, una vez caída, tiende a repetirse o a no repetirse: esta es la retroalimentación suelo-humedad-precipitación. Cuando el suelo está húmedo, la evapotranspiración es alta, esa humedad extra en el aire alimenta una convección más activa, esa convección más activa produce más precipitación, y esa precipitación adicional vuelve a humedecer el mismo suelo que la originó, cerrando un lazo que amplifica la humedad. Cuando el suelo está seco, en cambio, ocurre lo contrario: la falta de humedad inhibe la precipitación, y al mismo tiempo, como se explicó antes, potencia las temperaturas máximas porque toda la energía disponible se convierte en calor sensible en vez de calor latente, de modo que el mismo suelo seco que impidió la lluvia queda todavía más seco y más caliente que antes.

Toda esta interacción entre la atmósfera y la superficie continental —el reparto de la radiación neta, el efecto de la orografía, los mecanismos locales de convergencia, la retroalimentación entre el suelo y la precipitación— converge en una sola cantidad que la ecuación de Penman-Monteith permite calcular: la evapotranspiración potencial, la cantidad de agua que la superficie podría evaporar si tuviera toda el agua que necesitara. Esta ecuación describe esa evapotranspiración potencial como una función de tres cosas: la energía neta que queda disponible después de descontar lo que el suelo almacena, el déficit de presión de vapor del aire, es decir, cuán lejos está el aire de saturarse de humedad, y las resistencias que oponen tanto el aire como el propio dosel vegetal al paso del vapor de agua. Así, la ecuación de Penman-Monteith unifica en una sola descripción la física de la transferencia de vapor a lo largo de todo el sistema suelo-planta-atmósfera con el que empieza y termina esta interacción entre la atmósfera y la superficie continental.

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