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La física que hay detrás del milagro más cotidiano del cielo, y cómo ha cambiado el color de ese cielo a lo largo de 4500 millones de años de historia de la Tierra
Una pregunta antigua, dos respuestas
La pregunta de por qué el cielo es azul tiene una respuesta breve en la física y otra más larga en la historia de la Tierra. El cielo de hoy es solo el último de varios que ha tenido el planeta, y entre ellos hubo periodos en que una bruma naranja, como la de Titán, cubría la Tierra primitiva.
Durante el Arcaico tardío, hace más de 2500 millones de años, el metano liberado por microbios alimentó una bruma orgánica que tiñó el cielo de naranja. El aumento del oxígeno puso fin a aquellos episodios de bruma.
Ese oxígeno procedía de otros organismos microscópicos, que no pretendían cambiar la atmósfera; solo querían alimentarse de la luz solar. Por qué todo esto cambió el color del cielo es una cuestión de cómo trata el aire a la luz.
La dispersión de Rayleigh: el mecanismo
La luz solar no es de un solo color. Es una mezcla de todas las longitudes de onda visibles, desde el violeta (unos 380 nanómetros), pasando por el azul, el verde, el amarillo y el naranja, hasta el rojo (unos 700 nm), además de longitudes de onda situadas más allá de ambos extremos que el ojo humano no puede ver. Cuando esa luz entra en la atmósfera terrestre, se encuentra con las moléculas de nitrógeno y oxígeno que constituyen aproximadamente el 99 % del aire. Esas moléculas son diminutas, de entre 0,3 y 0,4 nanómetros aproximadamente, unas mil veces más pequeñas que incluso la longitud de onda más corta de la luz visible.
Cuando una onda electromagnética se encuentra con una partícula mucho más pequeña que su longitud de onda, el campo eléctrico oscilante de la onda hace vibrar las cargas de esa partícula a la misma frecuencia. La partícula se convierte en un diminuto dipolo radiante que reemite la luz en todas las direcciones. Esto es la dispersión de Rayleigh, llamada así en honor del físico británico John William Strutt, lord Rayleigh, que empezó a desarrollar su formulación matemática en 1871 y más tarde confirmó su base molecular.
La clave está en la dependencia de la longitud de onda: la intensidad de la dispersión de Rayleigh es inversamente proporcional a la cuarta potencia de la longitud de onda, de modo que una diferencia modesta de longitud de onda se convierte en una gran diferencia de dispersión. La luz roja, con una longitud de onda unas 1,5 veces mayor que la de la luz azul, se dispersa con una eficacia entre cinco y seis veces menor, y el violeta intenso, a 400 nm, se dispersa unas diez veces más que el rojo a 700 nm. La luz azul sale despedida lateralmente por todo el cielo, mientras que la luz roja y la naranja atraviesan en su mayor parte la atmósfera en línea recta hasta tus ojos.
Por eso el cielo se ve azul: lo que miras es luz dispersada, no la luz solar directa. En cualquier dirección que no sea la del Sol, ves el extremo azul del espectro, reirradiado lateralmente por miles de millones de moléculas de aire a lo largo de toda la columna atmosférica que tienes encima.
Cápsula de experto — ¿Por qué no violeta? El Sol y el ojo
La luz violeta (longitud de onda de ~380-420 nm) se dispersa por efecto Rayleigh con una eficacia aún mayor que la azul, puesto que su longitud de onda es más corta. Entonces, ¿por qué el cielo se ve azul y no violeta? Parte de la respuesta está en el Sol, que emite menos violeta que azul: su espectro de emisión alcanza el máximo en la franja azul-verde, de modo que, ya de entrada, entra más luz azul en la atmósfera. La atmósfera, en cambio, no elimina el violeta de forma selectiva en ninguna medida importante: el ozono solo absorbe con fuerza en el ultravioleta, y su absorción visible, mucho más débil (la banda de Chappuis), elimina preferentemente las longitudes de onda más largas, del naranja al rojo; esa es una de las razones por las que el cielo crepuscular sobre nuestras cabezas puede verse de un azul aún más intenso. El resto depende de nuestros ojos, que son mucho menos sensibles al violeta que al azul: los conos de longitud de onda corta responden con más fuerza en el azul, y el amplio espectro de la luz del cielo estimula también los conos sensibles al verde y al rojo, de modo que el cerebro interpreta la mezcla como un azul ligeramente pálido y no como violeta.Las puestas de sol y el camino largo
Las puestas de sol son la misma física, vista desde un ángulo extremo. Cuando el Sol está cerca del horizonte, su luz debe atravesar una columna de atmósfera mucho más gruesa para llegar a tus ojos; la longitud del trayecto llega a ser decenas de veces la del mediodía. Para cuando llega, casi todo el azul se ha dispersado por el camino, y dominan el rojo, el naranja y el amarillo. El Sol se vuelve rojo, y la parte baja del cielo también.
Las grandes erupciones volcánicas pueden intensificar de forma espectacular las puestas de sol durante meses o años, al cargar la estratosfera de partículas de aerosoles de sulfato. Estas partículas son mucho más grandes que las moléculas del aire y dispersan la luz mediante dispersión de Mie, no de Rayleigh. La dispersión de Mie es menos selectiva en cuanto a la longitud de onda, pero aumenta la extinción de las longitudes de onda más cortas y produce rojos extraordinarios. Se cree que la erupción del monte Tambora, en Indonesia, en 1815, explica los vivos cielos rojos que J. M. W. Turner plasmó en sus cuadros en los años siguientes.
Cápsula de experto — Dispersión de Rayleigh frente a dispersión de Mie: por qué el tamaño de la partícula lo es todo
La distinción entre la dispersión de Rayleigh y la de Mie determina el color del cielo en todo el sistema solar. La dispersión de Rayleigh se aplica cuando la partícula es mucho más pequeña que la longitud de onda de la luz (~1/10 o menos): la intensidad de la dispersión varía según λ⁻⁴, lo que da un color del cielo fuertemente dependiente de la longitud de onda y sesgado hacia el azul. La dispersión de Mie se aplica cuando el tamaño de la partícula se aproxima a la longitud de onda de la luz, como ocurre con los granos de polvo, las gotitas de niebla, los aerosoles volcánicos y las partículas de óxido de hierro de la atmósfera marciana. La dispersión de Mie es, en general, mucho menos selectiva en cuanto a la longitud de onda: reparte las longitudes de onda visibles de forma más uniforme, y son el tamaño, la forma y las propiedades de absorción de las partículas, y no solo la física de la dispersión, las que determinan el color del cielo. Los aerosoles volcánicos de sulfato, el polvo de óxido de hierro de Marte y la bruma de tolinas de Titán (cúmulos fractales de granos diminutos, que requieren su propio tratamiento de la dispersión) entran en el régimen de Mie o cercano a Mie. El cielo azul de la Tierra es, concretamente, el resultado de una atmósfera dominada por la dispersión de Rayleigh: una atmósfera libre de grandes aerosoles y compuesta principalmente por pequeñas moléculas de gas.
La historia del color del cielo: 4500 millones de años
El cielo no siempre ha tenido el aspecto que tiene hoy. Su cambio más espectacular llegó en el Arcaico tardío, cuando una bruma orgánica como la de Titán aparecía y desaparecía. La infografía que acompaña a este artículo recoge una historia posible. Los colores asignados a cada era son reconstrucciones artísticas, basadas en lo que sabemos de la composición de la atmósfera y de la física de la dispersión, no observaciones directas.
El Hádico (4,5-4,0 Ga): magma y, después, agua
Cuando la Tierra se formó, hace unos 4540 millones de años, no tenía cielo en ningún sentido reconocible: al principio, la superficie era un océano de magma, bombardeado por restos del sistema solar primitivo. Sin embargo, en unos 150 millones de años la corteza se había enfriado lo suficiente para que pudiera existir agua líquida; lo atestiguan cristales de circón de 4400 millones de años. A medida que el planeta se enfriaba y la desgasificación volcánica formaba una atmósfera, en ella predominaban el vapor de agua y el dióxido de carbono, junto con nitrógeno y gases volcánicos como el dióxido de azufre, prácticamente sin oxígeno libre. Hasta el Gran Evento de Oxidación, el oxígeno se mantuvo por debajo de aproximadamente el 0,001 % del nivel actual.
No queda ninguna prueba directa de aquel cielo; lo más probable es que fuera lechoso y de un amarillo pálido, bajo una atmósfera densa y cargada de vapor. La luz solar convierte el dióxido de azufre volcánico en gotitas de aerosoles de sulfato, la misma química que forma hoy las nubes de Venus. Estas partículas son mucho más grandes que las moléculas de gas y dispersan la luz en el régimen de Mie; durante los periodos de vulcanismo intenso habrían blanqueado y oscurecido el cielo, mientras el vapor y la ceniza habrían aumentado la turbiedad.
El Eoarcaico y el Paleoarcaico (4,0-3,2 Ga): un cielo azul sobre un mundo de agua
La atmósfera de esta era estaba dominada por el nitrógeno y el dióxido de carbono, con poco o ningún oxígeno libre. Un cielo de nitrógeno y dióxido de carbono dispersa la luz solar de forma muy parecida al nuestro (las moléculas de CO₂ dispersan incluso con más fuerza que las de N₂), así que, allí donde el aire estaba libre de bruma densa, el cielo sobre este joven mundo de agua probablemente era azul, sin necesidad de oxígeno.
El Mesoarcaico y el Neoarcaico (3,2-2,5 Ga): episodios naranjas, una bruma viva
La vida aparece en el registro geológico hace al menos 3500 millones de años. Los primeros organismos eran anaerobios. Los microbios productores de metano (metanógenos) ya estaban activos hace al menos 3460 millones de años y liberaban metano como subproducto metabólico. A medida que estos organismos se extendían, el metano se acumuló en la atmósfera hasta alcanzar, según las estimaciones, entre 100 y 1000 partes por millón. Cuando el metano llegó a aproximadamente una décima parte del nivel de dióxido de carbono, la luz ultravioleta del Sol lo descompuso en fragmentos reactivos que se polimerizaron en complejas partículas de aerosol orgánico, a menudo llamadas tolinas: el mismo tipo de bruma de color pardo rojizo que hoy da su color a Titán, la luna de Saturno. El registro geoquímico muestra que esta bruma se encendía y se apagaba en lugar de mantenerse de forma continua. Los intervalos brumosos mejor documentados se sitúan entre hace unos 2700 y 2500 millones de años; los registros de isótopos de azufre sugieren otro anterior, hace unos 2900 millones de años, y algunos modelos extienden la era de la bruma hasta hace unos 3200 millones de años.
Esta bruma orgánica absorbe con eficacia la luz de longitud de onda corta, por debajo de unos 500 nm, lo que elimina del cielo la mayor parte del azul y el violeta y deja sobre todo las longitudes de onda más largas y cálidas. Durante cada episodio de bruma, el cielo se volvía naranja. Entre esos episodios el cielo volvía a ser azul y, hace unos 2700 millones de años, probablemente de un azul más profundo y oscuro que el nuestro: las burbujas de gas atrapadas en coladas de lava de 2700 millones de años que se derramaron a nivel del mar muestran que la presión del aire era inferior a la mitad de la actual, y un aire más tenue dispersa menos luz, lo que deja un cielo más oscuro y saturado sobre nuestras cabezas. La atmósfera de nitrógeno y metano de Titán, con sus abundantes tolinas, es el análogo vivo más cercano al cielo del Arcaico tardío durante esos episodios. Los modelos informáticos que acoplan el clima, la química atmosférica y la física de las partículas de bruma muestran que una bruma de hidrocarburos de este tipo enfría la superficie unos 20 °C, pero sigue siendo compatible con la existencia de agua líquida en superficie, incluso bajo el Sol joven y más débil, que en el Arcaico tardío brillaba con aproximadamente el 80 % de su luminosidad actual.
Cápsula de experto — La paradoja del Sol joven débil y el invernadero de metano
Hace 4000 millones de años, el Sol tenía aproximadamente el 70-75 % de su luminosidad actual, una consecuencia bien establecida de la evolución estelar. Según un simple balance radiativo, la Tierra primitiva debería haber quedado muy por debajo del punto de congelación. Sin embargo, las pruebas geológicas son inequívocas: hubo agua líquida en la superficie durante todo el Arcaico. La explicación principal es un potente efecto invernadero debido al CO₂ y a los elevados niveles de metano producidos por los metanógenos. El gas metano habría añadido calentamiento por efecto invernadero, mientras que la bruma orgánica que alimentaba compensaba en parte ese calentamiento al dar sombra a la superficie. Aun así, bajo ella seguía siendo posible el agua líquida en superficie. La pérdida del metano a medida que aumentaba el oxígeno figura entre las principales sospechosas de haber desencadenado las glaciaciones del Paleoproterozoico (incluidas las registradas en las rocas huronianas de Canadá), que comenzaron hace unos 2450 millones de años. No fueron las primeras glaciaciones del planeta, ya que en Sudáfrica se conocen depósitos glaciares de unos 2900 millones de años, pero sí estuvieron entre las más severas.El Gran Evento de Oxidación (~2,4 Ga)
Hace entre 2460 y 2430 millones de años, la Tierra cruzó el umbral que los geólogos llaman Gran Evento de Oxidación (GOE, por sus siglas en inglés). Las cianobacterias, los primeros organismos capaces de realizar la fotosíntesis oxigénica, rompen las moléculas de agua y liberan O₂ como subproducto. El oxígeno libre que producían empezó a acumularse en la atmósfera, al principio de forma irregular, oscilando durante unos 200 millones de años antes de convertirse en un rasgo permanente hace aproximadamente 2200 millones de años.
El efecto sobre la bruma fue decisivo. El oxígeno reaccionó con el metano atmosférico y detuvo la química que había alimentado los recurrentes episodios de bruma naranja. Lo que la sustituyó fue un cielo azul muy parecido al nuestro, porque la dispersión de Rayleigh solo necesita moléculas de nitrógeno y de dióxido de carbono, no oxígeno. El propio oxígeno siguió siendo escaso durante mucho tiempo: durante los «mil millones aburridos» del Proterozoico medio se mantuvo en una pequeña fracción del nivel actual.
Organismos unicelulares microscópicos, que extraían energía de la luz solar y del agua, contribuyeron a despejar la bruma del cielo. Su oxígeno cambió también la química de los océanos. Alteró los hábitats microbianos y puso en desventaja a los organismos sensibles al oxígeno, aunque persistieron extensos entornos sin oxígeno, en los que la vida anaerobia sigue prosperando hoy. A la larga, todos los organismos pluricelulares complejos dependerían de él.
El Paleoproterozoico (2,5-1,6 Ga): cielos sin bruma
Desaparecida la bruma de metano, el cielo debía de ser azul. Había oxígeno, pero solo en una fracción del nivel actual. Como el oxígeno aporta solo una parte menor de la dispersión del aire, su escasez apenas habría influido en el color del cielo; las diferencias en la presión total del aire, la humedad y el polvo habrían tenido más peso.
Los «mil millones aburridos» (1,8-0,8 Ga): un azul estable
Los geólogos suelen llamar «los mil millones aburridos» al periodo comprendido entre hace unos 1800 y 800 millones de años: una época de relativa estabilidad ambiental y de lenta innovación biológica, con poco oxígeno. Cuán poco es aún objeto de debate, con estimaciones que van desde menos del 0,1 % hasta varios por ciento del nivel actual. Un observador humano trasladado a esta era habría visto un cielo azul familiar y habría sido incapaz de respirar bajo él.
El Neoproterozoico tardío y el Cámbrico (800-487 Ma): hacia el cielo moderno
El oxígeno aumentó, probablemente por etapas, a lo largo del Neoproterozoico tardío, a medida que aparecía la vida pluricelular compleja. Las glaciaciones de la Tierra bola de nieve de este periodo, hace aproximadamente entre 720 y 635 millones de años, cubrieron de hielo buena parte del planeta. Para la explosión cámbrica, hace unos 539 millones de años, el oxígeno había aumentado considerablemente (la reconstrucción del modelo de referencia lo sitúa en el 15-20 % en el Cámbrico y el Ordovícico, aunque reconstrucciones más recientes apuntan a un aumento más tardío), y el cielo tenía un aspecto muy parecido al de hoy.
Cápsula de experto — ¿Cambia el oxígeno el color del cielo?
Sorprendentemente poco. La dispersión de Rayleigh depende del número de moléculas de gas y de la facilidad con que se deforman sus nubes electrónicas, una propiedad llamada polarizabilidad. El oxígeno es algo menos polarizable que el nitrógeno, y el dióxido de carbono, más, de modo que sustituir parte del nitrógeno por oxígeno apenas cambia la dispersión. Como modificar solo las proporciones de oxígeno y nitrógeno afectaría a la dispersión de forma modesta, el máximo de oxígeno del Permocarbonífero (alrededor del 30 % en la reconstrucción del modelo de referencia) no hizo el azul más intenso. Si el oxígeno adicional elevó la presión total del aire, la dispersión añadida habría hecho el cielo algo más luminoso, con un horizonte ligeramente más blanquecino, pero en lo alto era esencialmente el mismo azul de hoy.El Carbonífero y el Pérmico (359-252 Ma): el máximo de oxígeno
Los niveles de oxígeno durante el Carbonífero y el Pérmico, hace aproximadamente entre 310 y 260 millones de años, se cuentan entre los más altos reconstruidos para los últimos 540 millones de años. A medida que evolucionaban grandes plantas vasculares terrestres leñosas, los bosques formadores de carbón del Carbonífero enterraron enormes cantidades de carbono orgánico, lo que redujo el CO₂ y elevó el oxígeno atmosférico. El modelo del geoquímico Robert Berner, de uso muy extendido, calcula que el oxígeno alcanzó un máximo de alrededor del 30 % en el Pérmico, aunque los modelos más recientes difieren en los detalles. Las vetas de carbón que impulsaron la Revolución Industrial son los restos comprimidos y fosilizados de aquellos bosques.
Un nivel de oxígeno un 40 % superior al actual no hizo el cielo de un azul más intenso, pero dejó su huella en la vida terrestre. El aire rico en oxígeno se relaciona con los artrópodos gigantes de la época: meganisópteros como Meganeura (parientes de las libélulas), con envergaduras de hasta unos 70 centímetros, cuya respiración traqueal funciona mejor en un aire rico en oxígeno. Esa relación sigue en debate, eso sí: Arthropleura, un pariente gigante de los milpiés de hasta unos 2,6 metros de longitud, ya había alcanzado su enorme tamaño antes del máximo de oxígeno. La extinción masiva de finales del Pérmico, hace 252 millones de años, la más grave de la historia de la Tierra, eliminó a una amplia mayoría de las especies marinas, alrededor del 81 % según una estimación reciente. Coincidió, en el modelo de Berner, con una brusca caída del oxígeno atmosférico.
El Mesozoico y el Cenozoico (de 252 Ma a la actualidad): el azul familiar
Tras la extinción del Pérmico, el oxígeno se mantuvo bajo durante buena parte del Triásico y el Jurásico, con un descenso hasta alrededor del 12 % en el Triásico en la reconstrucción de Berner, y luego aumentó de forma más o menos constante durante el resto de la era de los dinosaurios y hasta el presente, sin volver nunca a su máximo del Paleozoico tardío. Durante todo ese tiempo el cielo fue reconociblemente azul; las oscilaciones del oxígeno por sí solas apenas habrían afectado a su color. Hace 66 millones de años, cuando el impacto de Chicxulub puso fin al Cretácico, el oxígeno se acercaba ya al valor moderno, y a lo largo del Cenozoico se mantuvo próximo al nivel actual: aproximadamente un 78 % de nitrógeno y un 21 % de oxígeno; casi todo el resto es argón, con un poco de dióxido de carbono.
Otros cielos: lo que ofrece el universo
La variedad de colores del cielo en los planetas y lunas que hemos visitado, o cuyas características podemos acotar a partir de datos atmosféricos, demuestra que el azul de la Tierra es un resultado entre muchos, fijado por aquello de lo que está hecho el aire, el tamaño de sus partículas y lo que emite la estrella. Los casos más instructivos van desde las mediciones directas en Marte, Titán y Venus hasta los cielos, más especulativos, de los exoplanetas.
Marte: días de caramelo, puestas de sol azules
Marte es el caso invertido más instructivo. La atmósfera marciana es CO₂ en aproximadamente un 95 %, pero la presión en superficie es solo de alrededor del 0,6 % de la terrestre, lo que hace despreciable la dispersión de Rayleigh por moléculas de gas. En su lugar, el cielo está determinado por un fino polvo rico en óxido de hierro, con una consistencia parecida a la del talco, cuyas partículas suelen tener alrededor de 1,5 micrómetros de radio. Con la débil gravedad marciana, los vientos y las tormentas de polvo lo levantan, lo transportan y lo vuelven a depositar continuamente. Estas partículas absorben con eficacia la luz azul y verde, mientras dispersan de forma más uniforme las longitudes de onda más largas, lo que produce el cielo de color entre amarillo caramelo y rosa anaranjado que los róveres marcianos han medido de forma sistemática.
Al atardecer, la geometría se invierte. El carácter de dispersión hacia delante de la dispersión de Mie por las partículas de polvo concentra la luz azul dispersada cerca del disco del Sol, lo que produce un característico resplandor azul rodeado por el cielo rojizo. Marte tiene puestas de sol azules y días naranjas: exactamente lo contrario que la Tierra. Esta inversión ha sido fotografiada directamente por los róveres Opportunity, Spirit y Curiosity.
Cápsula de experto — Si Marte no tuviera polvo
Si se eliminara todo el polvo, la física de la dispersión sugiere que el cielo marciano sería de un azul profundo y oscuro, más oscuro que el cielo terrestre a gran altitud, porque la tenue atmósfera ofrece muy pocas moléculas que dispersen la luz solar. El Sol aparecería como un disco nítido y brillante.Titán: el archivo vivo del cielo arcaico de la Tierra
Titán, la luna de Saturno, es el análogo observacional más directo de la atmósfera de la Tierra del Arcaico tardío del que disponemos en el sistema solar. Su atmósfera está compuesta en aproximadamente un 95-98 % de nitrógeno, y el metano supone cerca del 1,5 % en la estratosfera y alrededor del 5 % cerca de la superficie. Es aproximadamente la mezcla que se reconstruye para el aire de la Tierra antes del GOE, aunque Titán es mucho más frío y recibe mucha menos luz solar. En la alta atmósfera de Titán, la luz ultravioleta descompone el metano y produce continuamente partículas de bruma de tolinas: la misma clase de moléculas orgánicas complejas que se modelizan para la Tierra arcaica.
El resultado, medido directamente por la sonda Huygens durante su descenso a través de la atmósfera de Titán en 2005, es un cielo dominado por la dispersión de Mie en la bruma de tolinas de varias capas, formada por partículas fractales agregadas y extendida desde la superficie hasta varios cientos de kilómetros de altitud, con una capa separada cerca de los 500 km. El cielo es aproximadamente entre 100 y 1000 veces más tenue que una tarde en la Tierra, y de un naranja oscuro uniforme en todas las direcciones. Los modelos de transferencia radiativa predicen que las puestas de sol en Titán son «acontecimientos decepcionantes» en las longitudes de onda visibles: el Sol se desvanece cuando aún está muy por encima del horizonte, y la luz se atenúa lentamente en un crepúsculo largo y difuso. La misión Dragonfly, una aeronave de rotores cuya llegada a Titán está prevista hacia 2034, estudiará directamente esta química.
Venus: un naranja amarillento y tenue bajo nubes sulfúricas
Venus tiene una atmósfera con una presión en superficie unas 90 veces superior a la de la Tierra, compuesta casi por completo de CO₂, con densas nubes de gotitas de ácido sulfúrico a 45-70 km de altitud. Solo alrededor del 2,6 % de la luz solar que llega a la parte superior de la atmósfera venusiana alcanza la superficie. Las imágenes de las sondas soviéticas Venera muestran en la superficie un cielo que parece de un naranja tenue a un marrón amarillento. La luz ha atravesado las espesas nubes, cuyas capas superiores contienen un absorbente aún no identificado, y la densa atmósfera de dióxido de carbono que hay bajo ellas, que en conjunto eliminan la luz azul y violeta y dejan pasar hasta el suelo sobre todo las longitudes de onda más largas. La propia superficie, iluminada por esta luz filtrada, aparece en las imágenes de las Venera como roca de color rojo anaranjado bajo un cielo perpetuamente cálido y brumoso. En algunos aspectos, Venus, con su aire dominado por el CO₂, su química del azufre y sus aerosoles de sulfato, ofrece una ilustración caliente y a alta presión de procesos que también pudieron darse en la Tierra más primitiva.
Exoplanetas: una paleta completa
Más allá del sistema solar, el color del cielo depende de tantas variables que casi cualquier color es físicamente plausible. El espectro de emisión de la estrella anfitriona es un factor determinante. Una estrella enana M fría emite sobre todo luz roja e infrarroja, con relativamente poco azul, así que un planeta que orbite una de ellas tendría un cielo cuyo color estaría desplazado hacia longitudes de onda más largas que el nuestro, incluso con una atmósfera de nitrógeno y oxígeno similar a la terrestre: hay menos luz estelar azul que dispersar. La presión atmosférica también importa: una atmósfera muy densa dispersa la luz tantas veces que el cielo se vuelve más luminoso y pálido, mientras que una tenue lo deja oscuro.
HD 189733b, un júpiter caliente situado a unos 63 años luz, se ve de un azul intenso en la luz reflejada, aunque no por la dispersión de Rayleigh en el gas. Se cree que su azul procede de una atmósfera brumosa salpicada de partículas de silicato (en la práctica, diminutos granos de vidrio) que dispersan la luz azul, mientras que el sodio absorbe buena parte del rojo. Su lado diurno supera con creces los 1000 °C y sus vientos superan los 8000 km/h, así que ese azul no dice nada sobre si algo podría vivir allí.
Cápsula de experto — ¿Qué haría falta para un cielo verde?
La luz verde (~520-560 nm) se sitúa en el centro del espectro visible: la dispersión de Rayleigh la dispersa con menos eficacia que la azul, pero con más que la roja. Un cielo dominado por el verde es prácticamente imposible solo mediante la dispersión de Rayleigh, porque cualquier atmósfera que dispersara preferentemente el verde dispersaría con más fuerza aún el azul y el violeta, y esas longitudes de onda más cortas dominarían. Los cielos verdes son posibles, pero requieren una combinación inusual de iluminación, dispersión y absorción. Tras algunas grandes erupciones volcánicas, partículas estratosféricas de sulfato del tamaño justo han producido crepúsculos verdes al combinar una dispersión anómala con el largo trayecto de la luz en el crepúsculo y la absorción de Chappuis del ozono. En la dispersión anómala, en parte del espectro visible la dispersión de las partículas aumenta con la longitud de onda, al revés que la dispersión de Rayleigh. La dispersión de Rayleigh ordinaria en aire limpio bajo la luz solar no puede producir un cielo diurno verde.El azul que heredamos
Otros mundos tienen otros cielos. El azul despejado de la Tierra es lo que quedó tras una cadena de acontecimientos: el origen de la fotosíntesis oxigénica, el Gran Evento de Oxidación y la desaparición de la bruma de metano que había velado de forma episódica el joven planeta. El azul que vemos en lo alto es física, y también un cielo que el oxígeno liberado por las cianobacterias mantiene libre de bruma de metano.
Lord Rayleigh desentrañó la física en 1871. Las cianobacterias, que desarrollaron la fotosíntesis productora de oxígeno ya en el Arcaico, habían empezado a despejar el cielo mucho antes: su oxígeno comenzó a acumularse en el aire hace unos 2400 millones de años.
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Multimedia
Diez júpiteres calientes, de despejados a nubosos – NASA
Principales fuentes y referencias
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