Capítulo ventos



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CAPÍTULO 4. VENTOS

Faz uma revisão dos conceitos básicos de energia e trabalho,

bem como da 1ª e 2ª Lei da termodinâmica. Revê ainda as escalas de

temperatura e os conceitos de calor específico e latente. Aborda os processos

de transferência de calor na atmosfera. Analisa a radiação, bem como

as leis físicas que governam o comportamento da radiação na atmosfera:

Lei de Planck, de Stefan-Boltzmann, de Wien, de Beer e de Kirchhoff.

Caracteriza a radiação solar e terrestre e faz o balanço radiativo do globo.

Avalia o papel da capacidade calorífica da atmosfera na capacidade de

resposta da atmosfera a um aumento de temperatura.

Define albedo planetário e de superfície, bem como o seu papel

no balanço radiativo. Define efeito de estufa e aborda a problemática

dos forçamentos do clima, bem como os efeitos de feedback.

Avalia como o sistema climático restabelece o equilíbrio no topo da

atmosfera perante a duplicação da concentração de CO2 na atmosfera.

ÍNDICE


1. Introdução 17

1.1 1ª Lei da termodinâmica 17

1.2 Escalas de temperatura 17

1.3 Calor especifico 18

1.4 Calor latente 18

1.5 Processos de transferência de calor na atmosfera 19

2. Radiação 20

2.1 Absorção e emissão da radiação 20

2.2 Leis da radiação 21

2.2.1 Lei de Stefan – Boltzmann 21

2.2.2 Radiação do sol e da terra 22

2.2.3 Lei de Wien 22

2.2.4 Lei de Kirchhoff 23

2.2.5 Lei de Beer 24

3. Radiação solar 24

4. Balanço radiativo do globo 26

5. Capacidade calorífica 28

6. Efeito de estufa 30

7. Forçamento do clima e efeitos de feedback 31

7.1 Parâmetro de feedback, l 32

7.2 Resposta a uma duplicação na concentração de CO2 32

7.3 Albedo, nuvens e clima 34


1. INTRODUÇÃO

Energia: capacidade de produzir trabalho
Trabalho: quando a matéria é empurrada, puxada ou erguida de uma certa distância.

Realizando trabalho sobre qualquer coisa, está-se a transmitir energia que pode, por seu turno, ser utilizada para realizar trabalho sobre outras coisas.

A totalidade de energia armazenada em cada objecto determina a capacidade desse objecto de realizar trabalho. Um lago de uma barragem contem energia: energia potencial gravítica ou energia potencial (representa o potencial de realizar trabalho).
Ep=mgh
Um volume de ar numa posição superior tem mais energia que um volume de ar igual numa posição inferior.

Qualquer substância possui energia do movimento, ou energia cinética.


Ec=1/2mv2
Quanto mais rapidamente uma substância se mover, maior será a sua energia cinética Þ vento forte possui maior Ec que brisa.

Um volume de água tem maior Ec que um mesmo volume de ar (água tem maior massa).

Calor: energia que advém do movimento das moléculas e átomos

Energia radiante: mais importante forma de energia (em termo de tempo) provém do Sol.

A energia pode apresentar várias formas (pode transformar-se), mas a quantidade de energia do Universo permanece constante: a energia não pode ser criada, nem destruída.



    1. 1ª LEI DA TERMODINAMICA



1ª Lei da Termodinâmica: a energia conserva-se.
O ar é uma mistura de átomo e moléculas que têm diferentes tipos de movimento, com velocidades diferentes.
Temperatura do ar (ou de uma substância): é uma medida da energia cinética média (da velocidade dos seus átomos e moléculas) do ar (ou substância).
A atmosfera e os oceanos contêm energia interna, que consiste no total de energia (cinética e potencial) que está armazenada nas suas moléculas.

A temperatura indica quão “quente” ou “fria” está uma substância relativamente a certo valor padrão, mas não diz nada relativamente à quantidade de energia interna de um processo.


Apesar de a temperatura da bebida das 2 canecas ser a mesma, a energia interna contida na caneca da esquerda é superior à caneca da direita, pois contem mais moléculas.
Uma caneca de chá quente tem uma temperatura superior a um lago, mas o lago tem maior energia interna (tem mais moléculas). Se se puser a caneca em contacto com a água do lago, o chá arrefecerá rapidamente.
Calor: energia transferida de uma substância a uma temperatura superior para outra com temperatura inferior.
Quando há transferência de calor este é armazenado sobre a forma de energia interna.
Na atmosfera o calor é transferido por:

  • Condução

  • Convecção

  • Radiação



1.2 ESCALAS de TEMPERATURA

Zero absoluto = -273ºC (temperatura para a qual os átomos e moléculas possuem um mínimo de energia e teoricamente não há movimento térmico).
Escala absoluta ou escala de Kelvin (Lord Kelvin - 1824-1907): começa no zero absoluto. Não tem valores negativos e é conveniente para fazer cálculos.
Escala Fahrenheit (G. Daniel Fahrenheit – 1700s): faz corresponder o número 32 à temperatura a que a água gela e o número 212 à temperatura a que água ferve. O zero corresponde à mais baixa temperatura que ele obteve com uma mistura de gelo, água e sal. Entre os pontos de congelação ebulição existem 180 divisões iguais.
Escala Celsius (1800s): faz corresponder o valor 0 à temperatura a que a água pura congela e o número 100 à temperatura a que a água pura ferve, ao nível médio do mar. Entre os pontos de congelação ebulição existem 100 divisões iguais (graus).
Conversões: ºC=5/9(ºF-32)

K=ºC+273
Comparação entre as escalas

Fahrenheit, Celsius e Kelvin

1.3 CALOR ESPECÍFICO

A capacidade calorífica: é a razão entre a quantidade de energia absorvida por uma substância e o correspondente aumento de temperatura.
Calor específico: capacidade calorífica de uma substância por unidade de massa. È a quantidade de calor necessário para aumentar a temperatura de um grau, a um grama de uma substância.
1 Caloria: é a quantidade de calor necessário para elevar 1 g de água de 14,5ºC para 15,5 ºC

1 kcal = 1000 cal: é a quantidade de calor necessário para elevar 1kg de água de 1ºC.

SI: Unidade de energia: Joule (1 cal= 4.186 J)


Se se aquecer 1 g de água líquida, é necessário cerca de 1 caloria (cal) para aumentar a temperatura de 1ºC Þ calor específico da água = 1.

Calor específico de solo seco = 0.2 cal Þ A água absorve 5 vezes mais calor que o solo.


Calor específico de várias substâncias


A água aquece e arrefece mais lentamente

A água tem maior capacidade de armazenar energia (do que o ar ou o solo).

A água tem um poderoso efeito no tempo e no clima.

1.4 CALOR LATENTE

Calor latente: quantidade de calor necessária para uma mudança de estado (mudança de fase).
Evaporação: processo de arrefecimento, porque a energia necessária para evaporar a água provem da água ou de outras fontes, tais como o ar.

Condensação: processo de arrefecimento


Calor latente de condensação: energia libertada quando o vapor de água se condensa.
Calor latente de evaporação (ou vaporização): energia necessária para a água passar a vapor.

São necessárias ± 600 cal (2500 J) para evaporar 1 g de água.


Calor latente de fusão: energia necessária para derreter o gelo.

São necessárias ± 80 cal (335 J) para derreter 1 g de gelo.


Calor latente de sublimação: energia necessária para passar gelo a vapor.

São necessárias ±680 cal (2850 J) para derreter 1 g de gelo.

Calor absorvido e libertado
Quando a mudança de estado ocorre da esquerda para a direita, é absorvido calor pela substância (calor retirado ao ambiente). Evaporar, derreter e sublimar arrefecem o ambiente.

Quando a mudança de estado ocorre da direita para a esquerda, é libertado calor pela substância (calor adicionado ao ambiente). Condensar, congelar aquecem o ambiente.






Cada vez que se formam nuvens, a atmosfera é aquecida.


O Calor latente é uma importante fonte de energia da atmosfera.

Quando as moléculas de vapor de água são transportadas pelo vento Þ sobem em altitude Þ transformam-se me nuvens de partículas líquidas ou sólidas Þ grande quantidade de calor libertado para a atmosfera Þ provê a energia para as tempestades.

O vapor de água evaporado de uma região tropical quente Þ transportado para as regiões polares Þ condensa Þ liberta calor Þ evaporação – transporte – condensação é um importante processo de distribuição de calor na atmosfera.

1.5 PROCESSOS de TRANSFERÊNCIA de CALOR na ATMOSFERA

Condução: transferência de calor molécula a molécula. Ocorre sempre das regiões mais quentes para as regiões mais frias.

Transferência de calor por condução.



Bons condutores de calor: materiais cuja energia passa facilmente de molécula para molécula. (depende da estrutura molecular).

O ar é um mau condutor de calor. De tal modo, que um aquecimento da superfície, apenas origina um aquecimento, por condução, de poucos

cms. Pode, no entanto, transportar rapidamente

Energia de uma região para outra.????



Convecção: transferência de calor através do movimento de massa de um fluido (e.g. água ou ar). Acontece em líquidos ou gases, porque podem movimentar livremente.

Acontece naturalmente na atmosfera. Num dia quente, de sol, certas áreas da superfície absorvem mais energia do Sol que outras Þ o ar junto à superfície é aquecido diferenciadamente Þ moléculas de ar adjacente a estas áreas são aquecidas por condução Þ o ar quente expande-se e torna-se menos denso que o ar da vizinhança Þ grande bolhas de ar quente sobem e transferem energia para níveis superiores Þ o ar frio e mais denso da vizinhança desce e substitui o ar ascendente Þ o ciclo repete-se.



Produz-se na atmosfera uma circulação convectiva.

Na atmosfera, o ar ascendente expande-se e arrefece e o ar descendente comprime-se e aquece.
Convecção: o movimento ascendente ou descendente do ar (“meteorologicamente falando”). Movimentos verticais do ar.
Advecção: parte horizontal da circulação. Transferência horizontal das propriedades do ar (pelo vento).



2. RADIAÇÃO

2.1 ABSORÇÃO E EMISSÃO DA RADIAÇÃO

No estudo da atmosfera terrestre e dos oceanos é necessário ter em conta a radiação ou energia radiante.

As maiores fontes e sumidouros de energia na Terra são, respectivamente a radiação solar e terrestre. A energia radiante é transportada sob a forma de ondas á velocidade da luz (@3x10-8 ms-1 no vácuo). Como estas ondas têm propriedade eléctricas e magnéticas denominam-se ondas electromagnéticas.

A radiação pode apresentar diferentes comprimentos de onda, l (é a distância entre dois picos). A radiação que o nosso olho pode ver (radiação visível) apresenta comprimento de onda da ordem de 10-6 m (micrómetros, mm)



As ondas mais longas transportam menos energia do que as ondas mais curtas. Um fotão ultravioleta (tem energia suficiente para provocar queimaduras na pele) transporta maior quantidade de energia do que um fotão de radiação visível

A porção do espectro mais importante nas transferências de energia radiactiva no sistema climático vai do ultravioleta ao infravermelho próximo.

Praticamente toda a energia que chega à atmosfera provem do Sol, já que a energia proveniente do interior da Terra (devido ao decaimento radiactivo) é desprezável.

Da radiação solar incidente parte é absorvida, parte é difundida e parte é reflectida pelos gases na atmosfera, aerossóis e nuvens.

Da radiação que chega à superfície do Globo, grande parte é absorvida pelos oceanos, litosfera, criosfera e biosfera e apenas uma pequena parte é reflectida.

Para que a Terra esteja em equilíbrio térmico, a quantidade de energia absorvida tem de ser igual à energia que sai para o espaço exterior.

Devido à grande diferença de temperatura entre o Sol e o Globo, a radiação solar incidente tem um máximo de emissão no visível (~0.5 mm), enquanto que a radiação terrestre que sai tem um pico no infravermelho (~10 mm).

A maior parte de radiação solar com interesse para a energética do sistema solar vai de 0.1 a2.0 mm, na banda do ultravioleta, visível e infravermelho próximo.

A maioria da radiação terrestre que sai encontra-se entre os 4.0 e 60 mm, na banda do infravermelho.



2.2 LEIS DA RADIAÇÂO

Por definição, um corpo negro é um absorvente perfeito. Também emite o máximo possível de energia a uma dada temperatura.

A qualidade e a quantidade de energia emitida por um corpo negro é unicamente determinada pela sua superfície, como é dado pela Lei de Planck:
A radiância monocromática (intensidade) de radiação Bl(T) (energia por unidade de tempo, por unidade de área, por unidade de ângulo sólido, por unidade de comprimento de onda) emitida por um corpo negro à temperatura T, é dada por:


onde

Como l=c/n, onde, n representa a frequência da radiação, tem-se


A radiação do corpo negro é isentrópica (a intensidade é independente da direcção).



2.2.1 LEI DE STEFAN-BOLTZMANN:

Todos os corpos emitem radiação. O comprimento de onda a que cada corpo emite depende da sua temperatura. Quanto mais rápido for o aumento de temperatura menor o comprimento de onda da radiação emitida. Quanto mais a temperatura de um objecto aumenta, mais radiação é emitida, por segundo.

Integrando a Lei de Plank em todas as direcções e para todos os comprimentos de onda, obtém-se a radiância total (ou intensidade) de um corpo negro.


Se se integrar sobre todas as direcções de um hemisfério, cobrindo a superfície horizontal, obtém-se o fluxo total (energia por unidade de tempo) proveniente de todas as direcções, nessa superfície.





onde

B(T) é independente da direcção, logo integrando (1) sobre todo o hemisfério






Logo
A densidade de fluxo (energia por unidade de área, por unidade de tempo) emitida por um corpo negro é proporcional à quarta potência

da temperatura absoluta.

Um pequeno aumento de temperatura resulta num grande aumento de radiação emitida (4ª potência).



2.2.2 RADIAÇÃO DO SOL E DA TERRA

A maior parte da energia do Sol é emitida a partir da sua superfície (6000 K). A Terra tem uma temperatura média de 288 K. O Sol radia muito mais energia do que a Terra.



O Sol (+ quente) radia muito mais Energia que a Terra (+ fria). O Sol radia a maior parte da sua energia nos menores comprimentos de onda.
A que comprimentos de onda, o Sol e a Terra radiam a maior parte da sua energia?

2.2.3 LEI DE WIEN

Igualando a Lei de Plank a zero


Pode-se obter o c.d.º de emissão máxima, lmax


Para a radiação de um corpo negro, o c.d.o de emissão máxima é inversamente proporcional à temperatura absoluta.
Esta lei mostra que a radiação emitida pela superfície, radiando como um corpo negro, à temperatura de ˜293K, tem um pico cerca dos 9.9 mm, i.e., na região do infravermelho do espectro.

Para o Sol, com uma temperatura de superfície de 6110K, a lei mostra que


Para a Terra, com uma temperatura de superfície de 288K, a lei mostra que



A Terra emite a maior parte da sua radiação na banda dos grandes c.d.o – Radiação de longo c.d.o

O Sol emite a maior parte da sua radiação na banda dos pequenos c.d.o – Radiação de curto c.d.o

Os nossos olhos são sensíveis à radiação entre 0.4 mm e 0.7 mm (estimulam nos olhos a sensação de calor) – banda do visível. O Sol emite cerca de 44% da sua radiação nesta banda, com um pico correspondendo à zona do azul-verde. A cor violeta é a de mais pequeno c.d.o da banda do visível.

Ondas mais curtas que o violeta (0.4 mm) são chamadas ultravioletas (UV). Os raios X e gamma encontram-se nesta banda. O Sol emite cerca de 7% da sua radiação total na banda dos ultravioletas.

As ondas mais longas que o visível correspondem à cor vermelha. Ondas com c.d.o superior ao vermelho (0.7 mm) denominam-se infravermelhas (IR). As ondas não podem ser vistas pelo olho humano. Cerca de 37 % da energia radiada pelo Sol está entre 0.7 mm e 1.5 mm, com cerca de apenas 12% superior a 1.5 mm.

Enquanto que o Sol emite só uma parte da sua energia na banda do infravermelho, a Terra emite quase toda a sua energia nesta banda.

Sensores de infravermelhos: instrumentos que conseguem ver a radiação neste c.d.o (utilizados pelos Satélites).



2.2.4 LEI DE KIRCHHOFF

Em geral um meio não só absorve radiação, como também reflecte parte da radiação incidente e transmite a restante. Assim, em termos das razões de radiação absorvida, reflectida e transmitida relativamente à intensidade de radiação monocromática incidente Il, numa camada tem-se:



Onde


Em equilíbrio termodinâmico e para um dado c.d.o, a razão entre a intensidade de emissão

Il e a absorvidade al de qualquer substância

não de pende da natureza da substância;

depende apenas da temperatura e do c.d.o



Corpo negro:


Assim, : intensidade do corpo negro para uma dada temperatura e c.d.o


Para um corpo real : corpo cinzento

Atendendo que






A lei de Kirchhoff também se pode escrever:


Se um corpo absorve radiações de forma selectiva, também passa a emitir as mesmas radiações.

Para que um corpo real, a uma dada temperatura, emita energia de determinado c.d.o (Il ¹ 0), é necessário que o corpo negro emita energia aquela temperatura (Bl ¹ 0) e que o corpo real passe a absorvê-la (al ¹ 0).
Para substâncias opacas (tl = 0; substâncias tais como a superfície da Terra) tem-se:

Normalmente, a reflectividade, a absorvidade e a transmissividade variam com o c.d.o. Por exemplo, a neve branca reflecte 90% da radiação solar incidente, mas reflecte cerca de 0% da radiação IR. Este comportamento é fundamental para a previsão da temperatura à superfície.

Os troncos das árvores absorvema energia do Sol e emitem energia na banda do IR, que a neve em redor absorve: Durante o processo de absorção, a energia IR é convertida em Calor e a neve em redor dos troncos das árvores derrete-se, formando uma pequena depressão em redor das árvores.

Em vez de considerar apenas um c.d.o é possível examinar o efeito total numa banda da c.d.o. A razão entre a intensidade da radiação reflectida e a totalidade da radiação incidente é chamada de albedo.


2.2.5 LEI DE BEER

Por vezes é necessário examinar a absorção radiactiva através de uma parcela da atmosfera de comprimento Ds





LEI de BEER: relação entre o fluxo radiactivo incidente e o fluxo transmitido.

com

A lei de Beer também pode ser escrita utilizando o coeficiente de absorção, k



em que

Se a mudança de radiação é devida unicamente à absorção, a absorvidade através da secção vem



3. RADIAÇÂO SOLAR

A radiação solar não segue exactamente a de um corpo negro. Isto está relacionado com a constituição do Sol.


A quantidade de energia de origem solar que, em cada segundo, atravessa a unidade de área colocada no topo da atmosfera normalmente à direcção de propagação é praticamente constante, o que era de esperar visto que a fonte de energia solar predominante é a fotosfera que tem uma irradiância quase constante no decurso do tempo.
Constante Solar: fluxo de energia solar através da unidade de área normal à direcção de propagação, situada à distância média da Terra ao Sol.
Determinações recentes obtidas a partir de observações realizadas à superfície do Globo e por Satélite atribuem-lhe o valor de 1360 Wm-2.
Considere-se a Terra esférica.

Seja S a quantidade média de energia emitida pelo Sol:



Desta energia apenas uma parte atinge o topo da atmosfera da Terra. Esta energia consiste na radiação solar interceptada pelo Globo e é dada por:




(RT é o raio médio da Terra). Esta quantidade de energia é distribuída por toda a superfície da Terra cuja área é


Logo, a radiação média por unidade de área, por unidade de tempo que atinge o topo da atmosfera terrestre é:







A radiação Solar no topo da atmosfera não é a mesma em todas as latitudes e varia no decurso do ano – a distribuição é condicionada por factores astronómicos e geográficos.

A forma da Terra, o seu movimento de rotação, a inclinação do eixo de rotação sobre o plano da eclíptica e o movimento anual aparente daTerra condicionam fortemente a distribuição da radiação solar.


A Terra roda à volta do Sol numa órbita elíptica, estando no periélio a 3 de Janeiro e no afélio a 5 de Julho.

Como a radiação incidente é inversamente proporcional ao quadrado da distância da Terra ao Sol Þ no afélio, a radiação recebida pela Terra será 3.5% menos do que a média anual.

A radiação total incidente na Terra durante um ano é independente da excentricidade da órbita da Terra.

No entanto, a obliquidade da enclítica é o factor que determina as estações do ano: o plano do equador faz um ângulo de 23,45 º com o plano da eclíptica. Só duas vezes por ano, no equinócio (21/3 e 23/9), a linha que separa a metade da Terra iluminada pelo Sol da metade não iluminada coincide com um meridiano e passa, portanto, pelos pólos. A insolação astronómica nestes dias é a mesma em todos os pontos da Terra (12 horas) e a radiação solar diária depende apenas de sena, que é máxima no Equador e mínima nos pólos.

De 21 de Março a Setembro, o Pólo Norte está virado para o Sol.

A partir de 23/12 a insolação astronómica diminui no H.S. até ao solstício de 22/06, passando depois a variar em sentido contrário até 23/12. A radiação solar diária acompanha esta variação, logo quando é Verão no H.N. é Inverno no H.S.

De 23/9 a 21/03 é o P.S. Que fica voltado para o Sol. Quando é Verão no H.S. e o valor extremo da insolação astronómica é no solstício de 22/12.

Nos pontos de latitude superior a 66,55º a insolação astronómica é nula, no solstício de Inverno e é máxima (24 h) no solstício de Verão.

A radiação solar incidente no H.S. durante o Verão (23/09-21/03) é> do que a radiação incidente no H. N. durante o Verão (21/03-23/06), porque a distância da Terra ao Sol é mínima a 1 de Janeiro Þ intensidade de radiação máxima.

4. BALANÇO RADIATIVO do GLOBO

O sistema climático é um sistema aberto e não isolado, em equilíbrio radiactivo Þ balanço radiactivo



Do total da radiação solar incidente no topo da atmosfera (342 Wm-2), cerca de 30% (albedo médio) é reflectida para o espaço (105 Wm-2), respectivamente pelas nuvens (20%), pelas partículas em suspensão na atmosfera (6%) e pela superfície do Globo (4%), sendo os restantes 70% (237 Wm-2) absorvidos, respectivamente, 51% (169 Wm-2) pela superfície do Globo e 19% (68 Wm-2) pela atmosfera (3% na atmosfera, pelo O3 e 16% na troposfera pelo vapor de água, nuvens e aerossóis).

A fim de manter um balanço radiactivo no topo da atmosfera terão de ser reenviados para o espaço 237 Wm-2 sob a forma de radiação de grande c.d.o, um total equivalente aos 70% da radiação solar absorvida. Este valor inclui as contribuições positivas da radiação absorvida pela atmosfera (68 Wm-2) da radiação c.d.o emitida pela superfície do Globo (fluxo ascendente – 390 Wm-2) e dos fluxos de calor latente (90 Wm-2) e de calor sensível (16 Wm-2) transferidos da superfície do Globo e a contribuição negativa da radiação de grande c.d.o emitida pela atmosfera (fluxo descendente - 327 Wm-2).
Considerem-se os balanços energéticos do Globo e da atmosfera:

GLOBO: 169 + 327 – 390 = 106 = 90 + 16

vis i.v. i.v. c. Lat c. Sens



ATMOSFERA: 68 - 327 + 390 - 237 = -106 = -90 -16

vis i.v. i.v. i.v. c. Lat c. Sens

Verifica-se, assim, que existe um arrefecimento radiactivo da atmosfera e um correspondente arrefecimento radiactivo da superfície do Globo, sendo o equilíbrio restaurado por transferência de Calor Latente e Calor Sensível, que, assim, perfazem um “acoplamento convectivo” do Globo com a atmosfera.

Sabe-se que o fluxo médio de radiação solar que chega à Terra é @342 Wm-2. Mas desta energia apenas 70% é utilizada no aquecimento da atmosfera, oceanos e superfície da Terra (os restantes 30% são difundidos para o espaço). No entanto, sabe-se que a temperatura média da Terra não variou mais de 0.5 K nos últimos 100 anos. Então porque é que não houve aumento da temp. da atmosfera e oceanos?

O único mecanismo que permite não haver um aumento de temp. é a emissão de radiação emitida pela atmosfera terrestre parta o espaço.

Se considerarmos que a atmosfera é transparente à radiação solar e a Terra se comporta como um corpo negro, então, aplicando a Lei de Stefan- Boltzmann temos que,

,onde 0 representa a quantidade de energia emitida pela Terra.

Mas como sabemos que há equilíbrio térmico Þ I = 0, onde I é a radiação emitida pelo Sol com



Onde é o fluxo de energia emitida pelo Sol e a é a fracção de radiação solar reflectida para o espaço.

Logo

Substituindo vem



Mas sabe-se, por observações, que a temperatura da Terra é »15ºC (288 K). Então o que é que provoca este aumento de temperatura?




Pela Lei de Wien, sabe-se que .Então substituindo T = 255 K nesta equação Þ



Que é a região do espectro (i.v) onde o vapor de água e o CO2 apresentam picos de absorção.



O ar na baixa atmosfera é aquecido por baixo. A radiação solar aquece o solo, e o ar em cima é aquecido por condução, convecção e radiação. Aquecimento posterior ocorre durante a condensação, sob a forma de calor latente que é transferido para o ar dentro das nuvens.


Assim todas as substâncias que contenham água são bons absorventes de radiação nesta banda, i.e., as nuvens são bons emissores de radiação nesta banda do espectro e são, portanto, os principais responsáveis por este aquecimento extra da superfície.

Ex do efeito de estufa provocado pela atmosfera.

5. CAPACIDADE CALORÍFICA

A capacidade calorífica da atmosfera dá uma ideia da rapidez com que a atmosfera reage às variações da radiação solar Þ importância para compreender as variações climáticas.

Considere-se uma atmosfera de massa M, por unidade de área e com calor específico a pressão constante Cp Þ capacidade calorífica da atmosfera Þ MCp.

Inicialmente a atmosfera encontra-se em equilíbrio térmico Þ radiação absorvida pela atmosfera é igual à emissão de radiação de grande c.d.o.


Considere-se agora que se adiciona calor à atmosfera (como resultado de uma explosão termonuclear, por ex.). Quanto tempo demora a atmosfera a voltar ao seu estado de equilíbrio?

Se todo o calor se libertasse ao mesmo tempo Þ temperatura da atmosfera aumentaria DT Þ a radiação emitida para o espaço seria de s(Te + DT)4 Þ a emissão de radiação seria maior do que a radiação que é recebida do Sol Þ deficit Þ atmosfera arrefeceria. A variação de temperatura dT/dt é proporcional à diferença total entre a radiação emitida e a radiação solar Þ

Para a atmosfera da Terra:



Assim, para uma perturbação inicial de temperatura de 1 K (corresponde a queimar 240 x 109 ton de carvão) Þ essa perturbação ao fim de 32 dias fica reduzida a 0.37 K Þ depois de 64 dias será 0.13 K Þ depois de 96 dias será de 0.05 K Þ O equilíbrio da atmosfera é então completamente restabelecido ao fim de 100 dias (todo o excesso de calor é emitido para o espaço).

Este problema é útil para entender a resposta da atmosfera a variações do balanço radiactivo causadas por variações diárias sazonais. Por ex., como a tR é muito maior que 1 dia a parte inferior da atmosfera (onde se localiza a maior parte da massa da atmosfera) não responde significativamente a variações diárias da radiação solar. No entanto, para variações sazonais, onde as variações da radiação solar têm um período mais longo que tR, haverá uma resposta significativa na temperatura de radiação da atmosfera.

Para a atmosfera de Marte:


  • tR = 1 dia Þ como tR é muito pequeno Þ a variação de temperatura à superfície é muito grande Þ origem a grandes marés térmicas na atmosfera.

Para a atmosfera de Vénus:



  • tR = 3657 dias Þ como tR é muito grande Þ a variação diurna da temperatura é muito pequena (1 a 2 K)(um dia em Vénus Þ 243 dias terrestres).

É importante não esquecer que a variação sazonal da temperatura da Terra é modificada pela capacidade térmica do oceano. A capacidade térmica da Terra é equivalente a 2.6m de água oceânica Þ a capacidade térmica do oceano corresponde a aproximadamente a 1600 atmosferas.



No entanto, durante o ciclo sazonal apenas os primeiros 100 m do oceano são afectados significativamente Þ a capacidade térmica apenas de 38 massas atmosféricas Þ constante de tempo de relaxação de 3.5 anos. Este facto sugere que o oceano é o principal responsável por grande parte das modificações do ciclo sazonal da temperatura na atmosfera.
ALBEDO
O albedo planetário é o quociente entre a radiação solar reflectida e a

radiação solar incidente.



  • Em média o albedo global é de 30%.

  • Varia sazonalmente e de ano para ano de 2%.

  • Observações mostraram que a albedo é máximo em Janeiro e mínimo em Julho.




  • Se a distribuição de nuvens e continentes fosse semelhante nos dois Hemisférios Þ não havia variações anuais.

  • Devido ao grande ciclo sazonal da extensão de neve no H. N., assim como das nuvens Þ o albedo global tem uma componente sazonal.

A variação latitudinal do albedo é determinada por:



  1. Elevação do Sol

  2. Distribuição e tipo de nuvens

  3. Albedo da superfície




  • As altitudes inferiores a 30º, o albedo planetário é relativamente constante e igual a 25%, mas aumenta com a latitude, atingindo um máximo de 70%, nos pólos.

  • Como as regiões polares ocupam menos de 8% da superfície terrestre, o valor global da albedo é pesado com o albedo das latitudes médias e baixas.

  • Verifica-se que a distribuição latitudinal do albedo no H.N. E H.S. é idêntica apesar das diferenças na distribuição dos oceanos e continentes. Isto mostra que a distribuição das nuvens nos 2 hemisférios tem uma grande influência nas variações do albedo à superfície para a determinação do albedo planetário.



  • A variação latitudinal da energia solar absorvida tem valores máximos de 300 W.m-2 nas latitudes baixas. A radiação planetária, que consiste essencialmente na energia emitida pela baixa troposfera, decresce com a latitude mas a uma taxa mais baixa do que o decréscimo de radiação solar absorvida.





  • Se atmosfera estivesse em equilíbrio radiactivo em cada latitude, as 2 curvas teriam de ser idênticas

  • No entanto, a absorção solar excede a emissão de grande c.d.o entre 40ºN e 40ºS, havendo um excesso nas latitudes baixas e um deficit nas latitudes altas (>40º)

  • Esta desigualdade latitudinal na radiação Þ o calor tem de ser transportado das latitudes baixas para as latitudes altas pela circulação da atmosfera e dos oceanos. De facto, as circulações atmosféricas e oceânicas mantêm as temperaturas atmosféricas acima dos 40º, superior ás que existiriam apenas por absorção da radiação solar.

  • Para obter o transporte de calor pela atmosfera e oceanos, a radiação resultante em cada latitude (a diferença entre a radiação solar absorvida e a radiação planetária emitida) é integrada para todas as latitudes (de pólo a pólo). Assim, é possível determinar o transporte de calor para os pólos através de satélites, mas não é possível saber que parte é devida à atmosfera e que parte é devida aos oceanos. O transporte máximo de calor é entre os 30º e 40º e é de @ 5 x 1015 W

  • As variações sazonais do albedo à superfície são importantes especialmente nas latitudes médias e altas do H.N. e são devidas a variações da cobertura de neve e nuvens. Aos 60ºN o albedo varia de 65%, em Fevereiro para menos de 40%, em Julho, devido à neve.

  • No H.S., o ciclo sazonal não é tão pronunciado, mas observa-se um mín. do albedo, em Março aos 60ºS, que deve estar relacionado com um mín. na extensão dos gelos glaciares, à volta da Antárctica.

  • A rad. plan. emitida tem uma grande assimetria entre os 2 hem., o que resulta na diferente distribuição terra/mar em cada hem.

  • O balanço da radiação indica grandes var. saz. resultantes da distribuição da rad. solar sazonal. A isolinha Ø varia desde 15 a 70º de latitude, o que mostra que a zona de transporte de calor máximo também varia durante o ciclo sazonal

  • O ganho máximo de rad. global varia entre 60ºN e 40ºS, sendo > no HS do que no HN.

  • O albedo da sup. tem uma grande contribuição para o albedo plan., embora o factor mais importante sejam as nuvens. No entanto, a quantidade de rad. solar absorvida pela superfície (a temperatura da superfície) são fortemente influenciadas pelo albedo á superfície

O albedo da superfície depende de:



  1. Tipo de superfície

  2. Elevação do Sol e geometria da superfície relativamente ao Sol

  3. Distribuição espectral da radiação solar e reflexão espectral


6. EFEITO DE ESTUFA

Se atmof. não impedisse o fluxo de en. radiactiva Þ Ts, = Te=255 K



Observa-se Ts =288 K, Þ DT = 33 K Þ efeito de estufa.


Para Ts=288 K, a superfície emite:


Observações (satélite) Þ F=237 W.M-2 saem para o espaço exterior. Então a en. que fica na atmosf. é:


Efeito estufa: diferença entre a emissão pela superfície e a totalidade da energia perdida.
O fluxo de en., B, pode ser caracterizado por um factor de transmissividade da atmosfera t

Supondo que a Terra emite como um corpo negro (e @ 1) Þ te @ 0.6




  • te < Þ TS> (> absorção de energia pelos gases da atmosfera (i.e. < t para i.v.)> T de sup).




  • Venus (So=2620 Wm-2 e a = 0.8) Þ



Venus recebe 2x a rad. solar e absorve -55% que Terra e Ts = 750 K Þ Þ A sua atmosfera aprisiona muito mais energia do que a Terra



O efeito estufa apenas depende da concentração do gases (não existe um ponto de saturação).

Processos físicos que explicam o efeito estufa, G:

1. A atm. é bastante transparente à en. solar

2. O aprisionamento de rad i.v. pela atm é devido à abosrção por gases responsáveis pelo efeito estufa: H2O, nuvens e CO2 e com uma contribuição inferior a 5% pelo O3, N2O e CH4. Recentemente a contribuição pelos gases antropogénicos (CFC’s) tem aumentado significativamente).

3. Para que G > 0, a T¯ com a altitude, na região de abosrção do i.v. Como a T ¯ com a altitude. Os gases atmosféricos absorvem mais do fluxo radiactivo do que emitem Þ parte da rad i.v. emitida pela superfície é aprisionada.


Ex: Modelo das 2 camadas:
A Ts=335 K e o perfil de T seria instável. Para restaurar o equilíbrio, criam-se correntes convectivas (misturam a atm e alteram o perfil de T até ao equilíbrio).

Na troposfera, a transferência turbulenta de calor e a condensação de v. a. da sup compensam o déficit de en rad. da atm: transporte convectivo de calor.

A T da Terra é determinada apenas pelo fluxo resultante da rad solar e i. v. na tropopausa -- principal termo forçador do clima.

Os fluxos rad na fronteira superior são fortemente influenciados por parâmetros internos (distribuição de H2O, nuvens e outros gases) e pelas propriedades da sup (gelo e cobertura de neve, tipo de vegetação e humidade do solo). A dependência destes parâmetros na Ts, dá origem a efeitos de feedback, (+ conhecido: a interacção entre o H2O e a Ts ; -conhecido: entre as nuvens e Ts ).





  1. FORÇAMENTO DO CLIMA E EFEITOS DE FEEDBACK

Tem-se utilizado observações de Satélite para medir a rad no topo da atm, juntamente com modelos numéricos à sup.

Para interpretar a variação do clima considere-se um proc de 2 etapas: forçamento e resposta.

Considere-se um modelo cli´mático de ordem zero. Seja H o balanço de en. do sist climático:



Qual a resposta do sist. Clim. a aum aumento da concentração de CO2?

Quando o CO2 ­ Þ > absorção de rad i.v. e um ¯ rad emitida pelo topo da atm, F.



Se 2x conc de CO2 Þ



Þ

De acordo com o modelo de ordem zero, o sist clim vai responder a este ­ para restabelecer o equil, i.e., vai obrigar H a ser 0 Þ a sup e a troposfera vão aquecer até irradiarem para o espaço os 4 Wm-2 em excesso. O consequente ­ de F, devido ao ­ de T vai contabalançar o ¯ de F cauasado pelo ­ da conc de CO2 Þ o mecanismo de feedbavk requerido para restaurar o equilibrio Û

A emissão de rad i.v., F é função de CO2, da T e do vapor de água.

Feedback do vapor de água: Ts­ Þ água sup evapora-se + rapidamente. Para manter o equilíbrio do sist clim é necessário que> qtd de v.a. condense Þ resultado global é ­ de v.a. na atm.

­ v.a. Þ ¯F e ­H .

Assume-se que a humidade é apenas função de T. Logo


Fazendo o balanço da eq. de en.


Esta eq. pode ser escrita em termos do factor forçador jD e do parâmetro de feedback (parâmetro de sensibilidade) l





7.1 PARAMETRO DE FEDEBACK, l

Um lim. superior, hipotético, de l, pode ser obtido assumindo que o único mecanismo de feedback que influencia o sist clim é a ¯ de rad i.v. e que a Terra emite rad i.v. como um corpo negro com Te=255 K.




Estimativas empíricas de l obtidas por medições por satélite do balanço de rad terrestre Þ val compreendidos entre 0.7 e 2 Wm-2K-1, que são consistentes com as estimadas pelos modelos. Em geral, estes valores derivam de observações de F, a e T em diferentes latitudes e estações. Esta consistência será uma prova satisfatória dos modelos se as variações clim sazonais substituírem na perfeição a variação climática causada pelo CO2.

Para medir o balanço de radiação utilizaram-se satélites que mediam a rad no topo da atm para céu limpo e céu com nuvens Þ obter o efeito de estufa da atmo e das nuvens separadamente.

Para estimar a emissão, E, pela superfície recorreu-se a modelos. Um dos modelos utilizados foi aplicado apenas a áreas oceânicas (oceanos com T diferentes).

Resultado + significativo: exite uma correlação positiva entre o efieto de estufa, G, para céu limpo com a T da sup do mar, o que mostra a influência do mecanismo de feedback pelo v.a.

EM RESUMO:




1.



2.


3.

­ T Þ ¯gelo e cobertura de neve Þ ¯albedo Þ ­ absorção de rad solar Þ ­ aquecimento da superfície.

­ T Þ ­ evaporação Þ formação de nuvens (+ água na atm)

nuvens baixas ou médias Þ

arrefecimento da sup.

nuvens altas(transparentes

rad peq c.d.o) Þ

aquecimento.


7.2 RESPOSTA A UMA DUPLICAÇÃO NA CONCENTRAÇÃO DE CO2

É possível ver como o sist climático restabelece o equilíbrio no topo da atm, quando se duplica a concentração de CO2 na atm.

Considere-se condições de céu limpo com T da superfície Ts=288K, onde a absorção de rad solar pelo sist superfície-atm é invariante a variações climáticas e o único mecanismo de feedback considerado é o vapor de água.

1. Forçamento directo pelo aumento de CO2 (­ T)


2. Se não entrarmos com o vapor de água


(Note-se que para Ts=288 K Þ g=0.327)


3. Entrando com o vapor de água




Substituindo em (1), vem


RESUMINDO





Processo

DTs(K)

DG(Wm-2)

DF(Wm-2)

Forçamento directo (1)

0

4

-4

Resposta com g fixo (2)

1.1

1.9

4

Resposta global (directo + v.a) (2)

1.7

5.4

4

Resposta adicional com g variável (4=3-2)

0.6

3.5

0

Este ex. mostra como o forçamento directo do efeito de estufa de 4 Wm-2 é amplificado por 5,9 Wm-2 (DE= DG+ DF=1.9+4) apenas pela variação de T e por 9,4 Wm-2 (DE= 5.4+4) se entrarmos com o efeito do v.a, sendo a resposta com grau variável de 3,6 Wm-2 (5,4 – 1,9)

O mecanismo de feedback do v.a amplifica o aquecimento directo de 1,1 K de 54% levando a um aquecimento de 1,7:

i.e, há um aumento de 54% devido ao vapor de água. O papel do vapor de água também pode ser descrito através de 3 processos que envolvem interacções térmicas oceano-atm






  • Se 2x CO2, dos 4 Wm-2 em excesso, 1 Wm-2 é depositado na superfície (processo 1). Os restantes 3 Wm-2 ficam na atm (processo 2). Este ­ de en. de grande c.d.o aquece a atm e a sup., incluindo os oceanos Þ mais água evapora Þ liberta-se calor latente Þ dá-se a condensação do v.a que precipita. A troposfera (+ quente, como resultado do aquecimento directo do efeito de estufa e a libertação de calor latente) armazena mais v.a. Por outro lado, o v.a tem + capacidade para armazenar rad. i. v. , amplificando o efeito de estufa (processo 3).      

7.3 ALBEDO, NUVENS E CLIMA



  • As nuvens têm um papel importante no balanço de rad do sist clim. Por ex, a reflecticidade das nuvens ­ o albedo planetário de @ 10% (albedo por céu limpo) para 30% - (forçamento nos pequenos c.d.o. das nuvens). As nuvens também absorvem rad nos grandes c.d.o. (forçamento nos grandes c.d.o. das nuvens).

  • O ­ de humidade proveniente dos oceanos quentes também altera a distribuição e características das nuvens. Quando o v.a atm. condensa difunde rad u.v e vis. pela sup. e pelo espaço exterior. Este ­ de albedo pelas nuvens Þ ¯ a rad solar absorvida pela atm. Como as nuvens reflectem + rad de peq c.d.o. do que em condição de céu limpo, o seu forçamento (diferença dos fluxos de rad solar entre céu limpo e nublado) é <0 Þ arrefecimento. Por outro lado, as nuvens também absorvem muita rad no i. v. Þ ¯ rad emitida pelo espaço. Este efeito de estufa provocado pelas nuvens é devido ao facto de na base elas absorverem rad emitida pela superfície e no topo emitem para o espaço a T mais frias. As nuvens altas (e.g., cirrus) Þgrande contributo para o forçamento nos grandes c.d.o. Enquanto que o efeito de estufa provocado pelas nuvens aquece o planeta, o seu albedo arrefece-o.

Nos trópicos, quase não há forçamento porque os forçamentos de peq e grande c.d.o. contrabalançam-se. Nas latitudes médias e oceanos polares, os estratos persistentes ¯ o aquecimento radiactivo. Mas como estas nuvens também são muito sensível ás T da sup podem ter o efeito de feedback significativo na variabilidade climática.



O forçamento Þ movimento que tende a contrariar o efeito do forçamento (tende a restaurar o equilíbrio), mas entretanto o forçamento vai mudando e por sua vez o próprio movimento vai alterando as distribuições Þ alteração do forçamento.


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