CAPÍTULO 3

A RADIAÇÃO E O BALANÇO TÉRMICO

Radiação solar

o Sol fornece 99,97% da energia que é utilizada para váriosfms no sistema Terra-atmosfera. A cada minuto o Sol irradia cerca

de 56 x 1026 calorias de energia, da qual a Terra intercepta apenas2,55 x 1018 calorias. Embora isto represente somente meio milionési-mo da energia solar total emitida para o espaço, calcula-se que seja30 mil vezes maior que o consumo total anual de energia do mundo.

\O Sol, uma esfera gasosa luminosa, apresenta em sua superfícieuma temperatura de 6.000°C e emite energia em ondas eletromagnéti-cas,que se propagam à razã'ode aproximadamente 299.300 quilômetrospor segundo~(ver Fig.3.1). A energia que se propaga radialmente apartir do Sol leva 9 1/3 minutos para percorrer cerca de 150 milhõesde quilômetros, a distância entre a Terra e o Sol. Embora a radiaçã'osolar se propague através do espaço semperda de energia, a intensidadeda radiaçã'o diminui inversamente ao quadrado das distâncias do Sol.A quantidade de energia solar recebida, por unidade de área, por umasUperfície,que forme ângulos retos com os raios do Sol no topo daatmosfera, é de aproximadamente duas calorias por cm2 por minutoou dois langleys por minuto. Isso é chamado de constante solar,porquetal quantidade é relativamente constante, sendo a variaçã'o(em tornodo V~or médio de 2 langleys por minuto) de aproximadamente 2%.

O Sol irradia como um corpo negro. De acordo com a lei deStefan.Boltzman, o fluxo de radiaçã'ode um corpo negro é diretamente

proporCionalà quarta potência de sua temperatura absoluti!

23

24

0.2

0.1

TE::I.

:~ 0.05E>-GIÕ6 0.02.J

.2

~

AbsorçãoI) 0.01

'

do oxigênio~ - .GI e ozonloc -W

0.005

0.002

0.0010.1

Ultravioleta-liísível - Intravermelho

,=" Radiação de corpo negro a 6000"K 123 L.Y Mirr' I

, / '.'<,"

"Radiação solar extraterrestre 12,0 L.Y M in"",,\

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I ,II \I \I \I ,

I II II II II

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Radiaca:t\solar dlfusa\

na ::..:~:;~ie '1

IO,14L.YMin'l I)t",. ~ I

Faixas deabsor Ição do vapor -

., d'àgua e do dióxÍdd

de carbOno ;

Q.2 0.5 1.0

comprimento de ondat 14m I

5.02.0

\L

10. 50.20.

Figura 3.1 - Comprimento das ondas eletromagnéticasde energia solar (confor-me Sellers,PhysicalClimatology, 1965).

F = oT4

onde F é o fluxo de radiçã'o, T é a temperatura absoluta do corpo e oé a constante de Stefan-Boltzman. Os corpos negros também absorvemtoda a energia radiante que incide sobre eles. A maior parte dos sólidose dos líquidos comportam-se como corpos negros, mas os gasesnão. A

~--

1(1).

25

uma dada temperatura a emissã'o em cada comprimento de onda de umcorpo negro é a máxima possível. De acordo com a lei de deslocamentode Wien o comprimento de onda de máxima intensidade de emissãode um corpo negro é inversamente proporcional à temperatura absolutado corpo. Desta forma,

~ax (J.nn) = 2897 T-I .

Para o Sol, o comprimento de onda de máxima emissão é aproxima-damente 0,5 micron (0,5 Il). Quase 99% da radiaçã'o solar é de curtocomprimento de onda, de 0,15 a 4,0 Ilm. Segundo Sellers (1965),uma classificação da composição espectral da radiação solar indicaque 9% é ultravioleta (À~ 0,4 Ilm), 45% está na faixa visível(0,4 Ilm~ À ~ 0,74 Ilm), enquanto que os 46% restantes sã'o infravermelhos(À > 0,74 Ilm).

'Â quantidade de radiaçã'o solar incidente sobre o topo da atmos-fera da Terra depende de três fatores, principalmente do período doano, do período do dia e da latitude1 A Fig. 3.2 mostra que a variaçãodiária da radiação solar no topo da atmosfera está em função da lati-tude. A distribuição não é simétrica porque a Terra em janeiro estáemsua posição mais próxima do Sol, de modo que em todas as latitudesrecebe-se mais radiação durante o inverno no hemisfério Norte quedurante o verão no mesmo (ver Sellers, 1965). A distância da Terrapara o Sol varia durante o ano, uma vez que a órbita da Terra ao redordo Sol é mais elíptica que circular. Essas variações na distância afetama quantidade de energia solar recebida. Por exemplo, a energia solarrecebida por uma superfície normal ao raio solar é 7% maior no dia3 de janeiro, no periélio, que no dia 4 de julho, no afélio.

'A altitude do Sol, que é o ângulo entre seusraios e uma tangenteà superfície no ponto de observaçã'o, também afeta a quantidade deenergia solar recebida. Quanto maior a altitude do Sol, tanto maisconcentrada será a intensidade da radiação por unidade de área etanto menor será o albedõí(isto é, a proporçã'Ode radiação incidenterefletida pela superfície). Á altitude do Sol é determinada pela latitudedo local, pelo período do dia e pela estação. A altitude do Sol geral-mente diminui com o aumento de latitude. Ela é elevada à tarde,porém baixa pela manhã e ao entardecer. Do mesmo modo, a altitudedo So~é mais elevadano verão que no inverno.

. A quantidade total de radiação recebida em determinado local é

também afetada pela duração do dia} A duraçã'Odo período de luz

26

10.vlJ:J+- O'';:c- 10.

400

50

90.S ~N FEV MAR ABR MAl ,",UN ,",UL. AGO ~ET OUT NOV DEZ

meses

Figura 3.2 - Variaçã'o diária da radiação solar no topo da atmdsfera em funçãoda latitude, em langleys por dia (conforme Sellers,Physical Clima-tology, 1965).

obviamente afeta a quantidade de radiaçã'orecebida. A duraçã'o do diavaria com a latitude e com a estaçã'o. Nas proximidades do Equador,dias e noites são de duraçã'o quase igual durante o ano. A duraçífo dodia geralmente aumenta ou diminui com o aumento da latitude, depen-dendo da estação. No verífo,por exemplo, a duraçã'odo dia aumenta do

,.J,

~

Equador em direção ao pólo Norte e diminui em direção ao póloSul. Entre o Círculo Polar Ártico e o pólo Norte, o dia dura 24horas. Durante o solstício de inverno do hemisfério Norte ocorreo inverso. A duração do dia aumenta em direção ao pólo Sul, masdiminui em direção ao pólo Norte. Também entre o Círculo PolarAntártico e o pólo Sul, o dia dura 24 horas, enquanto em locais delatitude semelhante no hemisfério Norte a duração da noite é de24 horas.

Finalmente, a quantidade de energia solar interceptada pelaTerra está obviamente relacionada à energia total emitida no espaço

pelo Sol (isto é, o output solar). Como foi dito anteriormente, o outputsolar não é constante, como fica evidenciado pelas ligeiras variaçõesde 1-2% no valor da constante solar. Essas variações estão provavel.mente relacionadas ao ciclo das manchas solares, mas, pelo fato daconstante solar estar sujeita a erros de semelhante magnitude, nósnão podemos dizer com certeza se há ou não flutuações nos valoresda constante solar.

Os fatores acima, principalmente a distância e a altitude do Sol,a duração do dia e o output solar produzem o padrão de recebimentoda energiasolar no topo da atmosfera, mostrado na Fig. 3.2. O Equadortem dois máximos de insolação nos equinócios e dois mínimos nossolstícios. As regiões polares recebem suas quantidades máximas deinsolação durante seus solstícios de verão, quando o dia é contínuo.

O padrão de distribuição da insolação é ligeiramente alteradosobre a superfície terrestre, basicamente por causa do efeito da atmos-fera. A atmosfera absorve, reflete, difunde e reirradia a energia solar.Cercade 18% da insolação é absorvida diretamente pelo ozônio e pelovapor d'água. O ozônio absorve toda a radiaçífoultravioleta abaixo de0,29 11m. A absorção da radiação pelo vapor d'água atinge o nívelmais alto entre 0,9 11me 2,1 11m.O COz absorv~radiação com compri-mentos de onda maiores que 4 11m. A cobertura de nuvens impede apenetração da insolação. A quantidade de radiação refletida pelasnuvens depende não somente da quantidade e da espessuradas mesmas,mas também do tipo de nuvem (ver a Tabela 3.1). Em média, aproxi-madamente 25% da radiação solar que atinge a Terra é refletida de volta

~ espaço pelas nuvens. A radiação é também refletida pela superfícief' .Terra.Novamente, os valores do albedo variam com o tipo de super-lCle(ver a Tabela 3.2). Em geral, superfícies secas ou de cores claras

-."" _. ,

E--- -

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el:.

'H~C .' H}., I;. JSJULI:... ."; ,,,..,.,., '"'

27

~ . ~I

28

refletem mais radiação que superfícies úmidas. O albedo da maiorparte das superfícies varia com o comprimento de onda e com o ângulode incidência dos raios luminosos. A maioria dos tipos de solo e devegetação, por exemplo, tem albedo muito baixo no ultravioleta,aumentando no visível e no infravermelho. O maior albedo do gelo é,todavia, cerca de 0,55 J.lm,com valores mais baixos tanto nos compri-mentos de onda mais curtos quanto nos mais longos (Sellers, 1965).Raios luminosos verticais geralmente produzem albedo menor que osraios oblíquos ou inclinados. Daí o albedo de uma dada superfície serelevado durante o nascer e o pôr-do-sol e baixo por volta do meio-dia.

Tabela 3.1 - Albedo de vários tipos de nuvens (segundoSellers, 1965; Barry e Chorley, 1976).

Tipo de nuvem Albedo %

II

Cumulifonne

Cumulonimbus: grande e espessaStratus (150 - 300 metros de espessura)Stratus de 500 metros de espessura, sobre o oceanoStratus fino sobre o oceanoAltostratusCirrostratusCirrus sobre o continente

70 - 9092

59 - 846442

39 - 5944 - 50

36

là insolação é difundida principalmente por moléculas de ar,vapor d'água e partículas materiais dentro da atmosfer~ difusão podeser ascendente, em direçã'Oao espaço, ou descendente, em direção àsuperfície da Terra. Cerca de 6% da radiação que atinge o topo daatmosfera é difundida para baixo e atinge a superfície como radiaçãodifusa. Os comprimentos de onda mais curtos são afetados pela difusãoRayleigh, que ocorre quando os diâmetros das partículas são menoresque os comprimentos de onda da radiação solar. A difusão Rayleighaplica-se as partículas de raio menor que 10-1 À, principalmente àsmoléculas de ar. O efeito de difusão Rayleigh é visto de maneira maisnítida quando a atmosfera está livre de partículas em suspensão.Entãoa luz do céu é de um azul brilhante. Por outro lado, quando há partí-culas de poeira e neblina na atmosfera, a luz do céu é branca. Isto édevido ao efeito de difusão Mie (Mie scattering), que opera quando os

l,-

29

diâmetros das partículas são maiores que os comprimentos de onda daradiação incidente. A difusão é, então, não-seletivae se dá para todos oscomprimentos de onda.

Tabela 3.2 - Albedo de vários tipos de superfície.

SuperfícieAlbedo %

Solonegroe secoSolo negroe úmidoSolonuAreiaFlorestasCamposnaturaisCamposde cultivo secosGramadosNeverecém-caídaNevecaída há dias ou há semanasGeloÁgua,altitude solar> 40°Água, altitude solar 5 - 30°Cidades

148

7 - 2015 - 25

3 -103 -15

20-2515 - 30

8050 - 7050 - 702 - 46 -40

14 - 18

Dois outros fatores que influenciam a distribuiçã'O da insolaçã'o

sobre a superfície da Terra são:

1. a distribuição das superfícies terrestres e aquáticas;2. a elevação e aspecto das mesmas.

X terra e a água apresentam diferentes propriedades térmicas ereagem de modo diferente à insolação. A água se aquece e se resfria

mais lentamente que o sol~ssim, enquanto a água tem uma tendênciade armazenar o calor que recebe, a terra, por outro lado, rapidamenteo devolve à atmosfera. Estas diferenças nas propriedades térmicas dassuperfícies terrestres e aquáticas ajudam a produzir o que se chama deefeito de continentalidade, que será discutido no capítulo seguinte.Elas são também responsáveispelas brisas terrestres e marítimas verifi-cadas nas áreas costeiras e, em grande medida, são responsáveis pelan(atureza da monção asiática e por outros sistemas de ventos de monçã"over Capítulo 6).

30

As superfícies terrestres e aquáticas comportam-se, por diversasrazões, de maneira diferente com relaçã'Oà insolaçã'o. Em primeirolugar, o albedo da superfície terrestre é geralmente maior que o dasuperfície aquática. O albedo para as superfícies terrestres geralmentevaria de 8 a 40%, ao passo que, para uma superfície aquática emrepouso, o albedo é geralmente menor que esses valores, apesar de quepode ser superior a 50% quando o ângulo de elevaçã'Osolar é de aproxi-madamente 15°. Em segundo lugar a superfície aquática é transparente,de modo que os raios do sol podem penetrar mais profundamente nelado que na superfície terrestre, relativamente opaca. Em terceiro lugar,a transferência de calor na água se dá principalmente por convecçã'o,um método mais eficiente e mais rápido de transferência de calor doque o lento processo de conduçã'o, pelo qual o calor é transferido nosolo. Em quarto lugar, o calor específico da água é maior do que o daterra. A água deve absorver cinco vezes mais energia calorífica paraelevar sua temperatura em nível igual ao de uma massa de solo secosemelhante. Também para iguais volumes de água e solo a capacidadetérmica da água excede de duas vezes a do solo. Finalmente, como aágua está sempre facilmente disponível para a evaporaçã'ona superfícieaquática, a evaporaçã'oaí é contínua, ao passo que sobre a terra a evapo-raçã'o somente ocorre se o solo estiver úmido. Uma vez que a evapora-çã'o é um processo de resfriamento que envolve a utilizaçã'ode energia,ela deve ser considerada em qualquer comparaçã'o das propriedadestérmicas das superfícies terrestres e aquáticas.

A elevaçã'oe o aspecto da superfície terrestre exercem controlesobre a distribuiçã'o da insolaçã'o sobre a mesma, particularmentenuma microescala ou numa escala local. Os valores de insolaçã'Oemaltitudes elevadas, sob céus claros, sã'ogeralmente maiores que os veri-ficados em lugares próximos ao nível do mar, no mesmo ambiente.Isto porque a massa de ar menor sobre locais situados em elevadas

altitudes assegura menor interferência da atmosfera sobre a insolaçã'o.O aspecto relaciona-se com a direçã'o para a qual uma dada vertenteestá voltada. Algumas vertentes estã'o mais expostas ao sol que outras.Nas médias e altas latitudes, as vertentes voltadas para a direçã'Odospólos geralmente recebem menos radiação do que as vertentes voltadaspara o Equador. Nos vales alpinos da Europa, por exemplo, os estabe-lecimentos humanos e os cultivos estão notadamente concentrados

sobre as vertentes voltadas em direção ao Sul (o adret ou lado ensolara-

31

do), enquanto as vertentes voltadaspara o Norte (o ubac ou ladoensombrado) permanecem cobertas por florestas.

A distribuição latitudinal anual média de insolação sobre aTerra é mostrada na Fig. 3.3. O gráfico indica que as maiores quanti-dades de insolação são recebidas nas zonas subtropicais, que apresentamvaloresligeiramente mais elevados do que a zona equatorial, com maisnuvens. Os valores da insolação diminuem em direção ao pólo, atin-gindo seu mínimo em torno das latitudes de 70-800N e de 60-70° nohemisfério Sul. A distribuição anual de insolação sobre o globo, calcu-lada por Budyko, é mostrada na Fig. 3.4. Os valores mais elevados,maiores que 200 K1y/ano são encontrados nos principais desertos domundo, onde até 80% da radiação solar incidente sobre o topo daatmosfera durante o ano atinge o solo. Valores menores que 100 K1y/ano ocorrem acima da latitude de 40° (em direção aos pólos) sobre osoceanos e acima das latitudes de 50° sobre os continentes, assimcomoem torno do Equador, na África Central.

180Q+q

160

140

)o

;t 120

o 100.<to

~ 80o

~ 6

400N 200N 0° 200S 40'S 600S

LATITUDE

Figura 3.3 - Distribuiç!ro latitudinal da insolação anual (conforme Sellers,PhysicalClimatology. 1965).

8O"N 6O"N

A distribuição dos valores de insolação de dezembro e de junho,calculadapor Budyko, é mostrada na Fig. 3.5. Em dezembro, os valoresde insolação sã'o mais elevados no hemisfério Sul que no hemisférioNorte, enquanto a situaçãOinversa ocorre em junho. Em dezembro os

J."I

32

'IX) 80 60 40 XJ O 20 40 60 80 10) 120 1.0 160 180 160

Figura 3.4 - DistnbuiçA'o global da insolaçA'o anual, em kg cal/cm2 por ano (con-forme Budyko, 1958).

valores mais elevados de insolação, acima de 18 kg cal/cm2, ocorrem naÁfrica Meridional, na Austrália Central e na América do Sul. Excetuan-do-se os valores relativamente altos que ocorrem sobre a zona desavanas da África Ocidental e do SudlrO,os valores de insolação geral-mente diminuem continuamente em direção ao pólo Sul. Além doCírculo Polar Ártico a insolaçífo é zero, pois esta área está continua-mente na escuridão. Em junho, as maiores quantidades de insolaçífoocorrem na zona subtropical do hemisfério Norte. Os valores de insola-Çífo diminuem ligeiramente em direçífo ao pólo Norte, porém maisrapidamente em direçífo ao pólo Sul. Além do Círculo Polar Ártico,os valores de insolaçlro sífo, aproximadamente, 14 kg cal/cm2. Poroutro lado, no hemisfério Sul, os valores de insolaçlro sífo menoresque 2 kg cal/cm2, acima da latitude de 400S. Durante esse período, aárea situada além do Círculo Polar Antártico está continuamente naescurid1fo.

Radiação terrestre

[Ã superfície da Terra, quando aquecida pela abs°!lão da radiaçfOsolar, torna-se uma fonte de radiaç1fode ondas longa!:.-Atemperaturamédia da superfície da Terra é somente 10°C, enquanto a temperatura

33

100 00 60 40 20 o 20 40 60 80 100 1XJ 140 160 180

Figura 3.5 (a) - Distribuição global da insolação em dezembro, em kg cal/cm2por mês (conforme Budyko, 1958).

6 ~ ~ 64 ~ o c/ 4

2 2

XJ o XJ 40 60 80 100 120 140 16J 180 16J 140

Figura3.5 (b) - Distribuição global da insolação em junho, em kg cal/cm2 pormês (conforme Budyko, 1958).

do Solé 6.000°C. Como foi mostrado pela lei de deslocamento deWien,apreSentada anteriormente, a maior parte da radiação emitida pelaTerra está na faixa espectral infravermelha de 4 J.lmaté 100 J.lm,comUm máXimoem torno de 10 J.lm. A radiaçífoterrestre é também cha-

~ada de radiação noturna, uma vez que ela é a principal fonte radiativae energia à noite. E importante notar, contudo, que a radiaçã'o infra-

J,'

32

m w ~~~o ~~~oo~-~~-~

Figura 3.4 - DistribuiçA'o global da insolaçA'o anual, em kg cal/cm2 por ano (con-forme Budyko, 1958).

valores mais elevados de insolação, acima de 18 kg cal/cm2, ocorrem naÁfrica Meridional, na Austrália Central e na América do Sul. Excetuan-do-se os valores relativamente altos que ocorrem sobre a zona desavanas da África Ocidental e do Sud!fO,os valores de insolação geral-mente diminuem continuamente em direção ao pólo Sul. Além doCírculo Polar Ártico a insolação é zero, pois esta área está continua-mente na escuridão. Em junho, as maiores quantidades de insolaçãoocorrem na zona subtropical do hemisfério Norte. Os valores de insola-Ção diminuem ligeiramente em direção ao pólo Norte, porém maisrapidamente em direção ao pólo Sul. Além do Círculo Polar Ártico,os valores de insolaç!fo são, aproximadamente, 14 kg cal/cm2. Poroutro lado, no hemisfério Sul, os valores de insolaç!fo são menoresque 2 kg cal/cm2, acima da latitude de 400S. Durante esse período, aárea situada além do Círculo Polar Antártico está continuamente naescurid!fo.

Radiação terrestre

[Ã superfície da Terra, quando aquecida pela abso~[o da radiaç!Osolar, torna-se uma fonte de radiaç!fode ondas 10nga~A temperaturamédia da superfície da Terra é somente 10°C, enquanto a temperatura

33

100 ao 60 40 20 o 20 ~ 60 00 100 1~ 140 160 180

Figura 3.5 (a) - Distribuição global da insolação em dezembro, em kg cal/cm2por mês (conforme Budyko, 1958).

6 ~ ~ 64 ~ o c/ 4

2 2

~ o 20 40 60 00 100 120 140 1tO 100 1tO 140

Figura 3.5 (b) - Distribuição global da insolação em junho, em kg cal/cm2 pormês (conforme Budyko, 1958).

do Solé 6.000°C. Como foi mostrado pela lei de deslocamento deWien,apreSentada anteriormente, a maior parte da radiação emitida pelaTerra está na faixa espectral infravermelha de 4 J.Lmaté 100 J.Lm,comUm máXimoem torno de 10 J.Lm.A radiação terrestre é também cha-

:ada de radiação noturna, uma vez que ela é a principal fonte radiativae energia à noite. E importante notar, contudo, que a radiação infra-

34 35

vermelha nã'o é necessariamente terrestre, já que os constituintes atmos.féricos também irradiam energia nos comprimentos de onda infra.vermelhos. Em segundo lugar, a radiaçã'o infravermelha ocorre tantodurante o dia quanto à noite. Ela é somente dominante à noite porquea radiaçã'osolar é, entã'o, interrompida.

Admite-se comumente que a superfície da Terra emite e absorveenergia como um corpo cinza no comprimento de onda infravermelho,de modo que o fluxo de radiação terrestre (I t) é dado pela equação daforma:

aproximadamente 280 kg cal/cm2, por ano, descrescendo para menosde 150 kg cal/cm2 por ano em torno do pólo Norte e para menos de120 kg cal/cm2 por ano no pólo Sul.

It = eaT4

200

180

g 160CI

,!:! c. 140o o

~ 11 120~ ~ 1008 õ 80.- cti CI

.S ~ 60

'3 4020

;e""o I atmo~fe"'oonde e é a emissividade infravermelha, a é a constante de Stefan.Boltzmann e T é a temperatura absoluta da Terra. A capacidade deemissão infravermelha própria de várias superfícies sã'o dadas na Ta.bela 3.3. A capacidade de emissão de um corpo negro é 1,0. A capa-cidade de emissão infravermelha é equivalente à capacidade de absorçãoinfravermelha, isto é (1 - 0:1), onde 0:1 é o albedo infravermelho.

30 60 90"8

Tabela 3.3 - Capacidade de emissã'o infravermelha deváriassuperfícies

30 oL.ATITUDE

Figura 3.6 - Distribuição latitudinal da radiação terrestre anual(conforme Sellers,Phys~cal Climatology, 1965).

9QON 60

Superfície Radiação atmosféricaEmissividade

ÁguaNeverecém-caídaAreia secaAreia úmidaSolo nu e úmidoDesertoPradaria secade montanhaMata de arbustosFlorestaPelehumana

Como o 8.010,a atmosfera ab,sorve ~ emiJ~ eJ1~rgiaradiante.Embora a atmosfera seja quase transparente à radiaçã'o em ondascürtas, ela apresenta alta capacidade de absorção d~r:lc1i:lção infra-V~lhà./ Os pililcipais absorventes da radiaçã'o infravermelha dentreos constl1uintes da atmosfera são o vapor d'água (5,3 101ma 7,7 101mealém de 20 101m),o ozônio (9,4 101ma 9,8 101m),o bióxido de carbono(13,1 101ma 16,9 101m)e as nuvens, que absorvem radiação em todos oscomprimentos de onda. Enquanto a atmosfera absorve somente 24%da radiação solar que atinge a Terra, que é de ondas curtas, somente9% da radiação terrestre infravermelha é liberada diretamente noespaço, principalmente através da chamada janela atmosférica, consti-tuída de comprimentos de onda na faixa de 8,5 101m- 11,0 101m. Os

91% restantes sã'oabsorvidos pela atmosfera. Esta capacidade da atmos-fera à radiação infravermelha em relaçã'o à sua transparência à radiaçã'o

92 - 9682 - 99,589-909595 - 9890 - 9190909095

A distribuiçã'o latitudinal média da radiaçã'o terrestre infraver-melha é mostrada na Fig. 3.6. Os valores mais elevados de radiaçãOterrestre infravermelha aparecem nas baixas latitudes, onde são de

l....... L

36 37

de ondas curtas é geralmente chamada de efeito de estufa. Em outraspalavras, a atmosfera age cO}1loo vidro numa estufa, admitindo a radia-ção solar, masnão permitindo que a radIâdo terrestre salaparãcrespaço.A atmosfera reirradia a radiação terrestre e solar absorVIaa,em partepara o espaço e em parte de volta para a superfície terrestre (contra-radiação). As nuvens são radiadores particularmente eficazes que agemcomo corpos negros. A nebulosidade e a temperatura das nuvens maisaltas podem, assim, ser mapeadas por satélites que usam sensoresinfravermelhos, tanto de dia quanto à noite. O resfriamento radioativodas camadas das nuvens é estimado em cerca de 1,5°C por dia (Barry eChorley, 1976). Acredita-se que sem a contra-radiação atmosférica, asuperfície da Terra seria 30 -40°C mais fria do que é agora.

Tabela 3.4 - Disposição global da radiação solar incidenteno topo da atmosfera durante um ano médio,em Kly/ano (segundo Sellers, 1965).

Energia solar incidente no topo da atmosferaRefletida pelas nuvensRefletida por moléculas, poeira e vapor d'águaTotal refletido pela atmosferaReflexão da superfície da TerraTotal refletido pelo sisteina superfície-atmosferaAbsorvido pelas nUVl'nsAbsorvido por moléclllas, poeira e vapor d'águaTotal absorvido pela atmosferaAbsorvido pela superfície da TerraTotal absorvido pelo sistema superfície-atmosfera

2636315781694

73845

124169

Balanço de radiação

z'Balanço de radiação significa a diferença entre a quantidade deradiação que é absorvida e emitida por um dado corpo ou superfíci~Em geral, o balanço de radiação na superfície terrestre é positivode dia e negativo à noite. Também no decorrer do ano como um todo,o balanço de radiação na superfície da Terra é positivo, enquanto o daatmosfera é negativo. Para o sistema Terra-atmosfera como um todo,o balanço é positivo entre as latitudes de 300S e 400N, e negativo norestante. Esses padrões de balanço de radiação têm implicações nacirculação geral da atmosfera, como será discutido posteriormente(Capítulo 5).

A equação do balanço de radiação é da forma:

Tabela 3.5 - Disposição global da radiação infravermelhano sistema superfície-atmosfera, durante umano médio, em Kly/ano (segundo Sellers,1965).

Radiação infravermelha emitida pela superfície terrestreLiberada no espaçoAbsorvida pela atmosferaRadiação infravermelha emitida pela atmosferaLiberada no espaçoAbsorvida pela superfície terrestre como contra-radiaçãoRadiação efl'tiva que sai da superfície terrestreRadiação eft'tiva que sai da atmosferaRadiação efl'tiva que sai do sistema superfície~tmosfera

25822023835514920652

117169

R = (Q +q)(l-a) +I.-It

onde R é o balanço de radiação e a radiação líquida, (Q + q) é a somada radiação solar direta ou difusa incidente sobre a superfície da Terra,a é o albedo superficial, I. a contra-radiação da atmosfera e I t é aradiação terrestre. A energia solar incidente sobre o topo da atmosferada Terra é de cerca de 263 Kly por ano. Somente 169 Kly de energiasão absorvidos pelo sistema superfície-atmosfera, sendo os 94 Klyrestantes refletidos de volta para o espaço. Este total constitui cercade 36% da energia total incidente no topo da atmosfera terrestre e échamado de albedo planetário. Como é mostrado nas Tabelas 3.4 e 3.5,

a radiação efetiva que sai do sistema superfície-atmosfera é de 169Kly por ano. Is&osignifica que para o sistema superfície-atmosfera, obalanço de radiação ou radiação líquida é zero (ver Tabela 3.6). Aatmosfera absorve 45 Kly de energia por ano, enquanto a radiaçã'oef~~va que sai da atmosfera é 117 Kly. Isso deixa um balanço deradiação negativo de 72 Kly. Para a superfície da Terra o balanço éPOsitivoe chegaa 72 Kly. Embora o balanço de radiação médio duranteo ano seja - 72 l(ly, 72 Kly e zero para a atmosfera, para a superfície epara o sistema superfície-atmosfera, respectivamente, há variações

L

38 39

Tabela3.6 - Balanço de radiação durante um ano médio, em K1y/ano.

Acima de 40° de latitude, o déficit radiativo da atmosfera ultra-

passa o excedente da superfície, de modo que o balanço radiativo dosistema superfície-atmosfera, nessas áreas, é negativo. Ao contrário,nas baixas latitudes, em direção ao Equador, abaixo da latitude de 40°,o balanço radiativo global é positivo. Para não permitir que os trópicosse tornem mais quentes e os pólos mais frios, há uma transferênciameridional de energia das latitudes baixas para as médias e altas latitu-des. Esta troca horizontal de calor sobre a superfície da Terra é provo-cada também, em parte, pelo aquecimento diferencial dos continentese oceanose ocorre principalmente através da:

1. transferência de calor sensível em direção aos pólos, pela circulaçãoatmosférica e pelas correntes oceânicas das baixas latitudes;

2. liberação do calor latente quando o vapor d'água, levado das baixaslatitudes em direção aos pólos, se condensa na atmosfera.

Portanto, temos dois modos para a transferência de calor dentrodo sistema superfície-atmosfera: da superfície terrestre para a atmos-fera e do Equador para os pólos. Esta transferência é a raison d'êtreda circulação geral da atmosfera e deve ocorrer de tal forma quenenhuma parte do sistema superfície-atmosfera se aqueça ou se esfriede maneira significativano período de um ano. A magnitude do fluxode aquecimento meridional necessária para manter esse equiHbrio émostrada na Fig.3.8. Como se vê nesse diagrama, o fluxo de aqueci-mento meridional é mais alto entre as latitudes 40° e 50° em cadahemisfério,e é ligeiramente mais alto no hemisfério Norte.

sazonais e anuais em qualquer zona latitudinal considerada. Comd émostrado na Fig. 3.7, a atmosfera é, de maneira uniforme, uma depres.são radiativa em todas as latitudes, enquanto a superfície terrestre éuniformemente uma fonte de calor, exceto próximo aos pólos. Paraque a superfície da Terra não se aqueça e a atmosfera não se esfrie,é transferida energia excedente da superfície da Terra para a atmosferaa fim de que o déficit desta seja reposto. Esta troca vertical da energiaOCOrreprincipalmente por:

1. evaporação da água da superfície terrestre e condensação do vaporna atmosfera para liberar o calor latente;

2. condição de calor sensível da superfície terrestre para a atmosfera;3. convecção, isto é, difusão turbulenta de calor da superfície terrestre,

na atmosfera.

120- 100°co 80..& 60....~DIco:2'3Go -20

'õ~ -40c: -60 [ b ~Ra---'O ..."'~ -' '- ~o -80 --- , --- '- ~ '----x -' --~ -100

9O"N 00 ;>t) 60 50 40 30 2) 10 o 10 20 30 40 50 60 ;>t) 80 9O"S

LATITUDE

o balanço de energia da Terra40

20 Excesso

Balanço de energia é um conceito usado na c1irnatologiapararelacionar o fluxo de radiação líquida à transferência de calor latentee de calor sensível,entre outros, na equação sob a forma:

R = LE + H + G + Âf+ P

onde R é o balanço de radiação ou radiação líquida, LE é o calorlatente da evaporação, H é o calor sensível, Âf é a advecção horizontaltotal de valor pelas correntes, G é o calor transferido para dentro oupara fora da armazenagem e P é a energia usada para a fotossíntese.

Figura 3.7 - Distribuição latitudinal do balanço de radiação(conforme Sellers, Physical Climatology, 1965).

~

ganho perda total líquido

Superfície terrestre 124 52 72Atmosfera 45 117 -72Superfície-atmosfera 169 169 O

40

A quantidade de energia usada para a fotossíntese é muito pequena(cerca de 5% da radiação líquida). Sobre as superfícies continentais,!:if é desprezível por ser muito pequeno, enquanto na equação debalanço térmico anual o termo de armazenamento de calor pode sernegligenciado ou considerado constante. Isto acontece porque o calorarmazenado na primavera e no verão é liberado no outono e no inverno.Igualmente, o calor armazenado de manhã e no começo da tarde éperdido no fInal da tarde e à noite. Deste modo, para os oceanos aequação do balanço de energia pode ser escrita:

Tabela3.7 -

41

Valores latitudinais médios dos componentes daequação do balanço de energia da superfície terrestre,em Kilolangleys por ano (segundo Sellers, 1965).

ZonaLatitudinal R

OceanosLE HÃ!

ContinentesR LE H

Teu..R LE H li!

enquanto a Tabela 3.8 mostra o balanço de energia anual dos oceanose dos continentes. Tanto no oceano como no continente, os maiores

valores de radiação líquida são encontrados nos trópicos. Nas baixaslatitudes, os valores de radiação líquida sobre os oceanos são maiselevadosdo que os que se verifIcam sobre as superfícies continentais.Isto acontece por causa do albedo relativamente elevado da superfícieterrestre nessa área e pelo fato das áreas terrestres nessa zona serem pre.dOminantementedesérticas,com pouca ou nenhuma cobertura de nuvens.A radiaç1fosolar absorvida nessa zona é, portanto, menor que a radiaçãoefetiva liberada, e é maior sobre os continentes do que sobre os ocea.nos. Acima de 50° de latitude, em ambos os hemisférios, os valores de

80 - 900N

70 - 800N60 - 700N 2350-600N 2940-500N 5130- 400N 8320- 300N 11310- 200N 119O- 100N 115O- 900NO-100S

10- 200S20- 300S30- 400S40- 500S50- 600S60- 700S70- 800S80- 900SO- 900S

Globo

R =LE+H+Ãf

e para as superfícies continentais pode ser escrita:

R=LE+H.

1'2

1'0

....,Q'",....Ctii,'"nõ'a.CtCt'"Ct.,Qõ'

ou~.51

0'8

0'6

.!!

-8 -1'6o -2"

'üI~ -3'2toQj -4'0....

~ ..4-8oto~

1$.

~ea[

-0'6

-0'8

-1'0

-+2-H

9O"N80 70 60 50 ~ 30 20 10 O 10 3) 30 «I 50 «) 70 ao 90"$Latitude

Figura 3.8 - Magnitudedo fluxo meridional de calor a fim de manter o equilí-brio da circulação geral da atmosfera (conforme Sellers,PhysicaIQimatology, 1965).

A Tabela 3.7 mostra os valores latitudinais médios dos compo-nentes da equação do balanço de energia para a superfície terrestre

I

L

115113101

825728

82 74 8 o 49 25 24

-91

2130487396

10610572

1051049480562813-2

-117272

3 -109 -1

20 1028 1438 1759 2473 2481 1672 1155 1676 1090 1183 1674 1153 1031 1110 113 -4O -11

62 1159 13

-2-7-9

-12-7

-10-1

9221

193

-5-5-7

-14-8-1

O-1

O

23 16 -26 20 14 6

39 16 -26 30 19 1153 14 -16 45 24 2186 13 -16 60 23 37

105 9 -1 69 20 4999 6 14 71 29 4290 4 31 72 48 24

84 4 27 72 50 22104 5 4 73 41 32100 7 -6 70 28 4280 8 -6 62 28 3455 9 -7 41 21 2031 10 -13 31 20 11

42

radiação líquida sobre as superfícies continentais e oceânicas são quaseos mesmos. Isso porque nessas regiõeso albedo da superfície oceânicaérelativamente alto, devido à baixa altitude. Próximo aos pólos aradiação líquida é negativa, uma vez que a radiação efetive que saiexcede a pequena quantidade de radiação absorvida pelas superfíciesaltamente reflexivas cobertas de gelo e de neve. Quanto à Terra ~mseuconjunto, a radiação líquida é cerca de 70% maior sobre os oceanosdo que sobre os continentes (Sellers, 1965).

Nos continentes, o fluxo de calor latente (LE) é mais alto noEquador e geralmente diminui em direção aos pólos. Porém, o fluxode calor latente sobre os oceanos é mais elevado nos subtrópicos entreas latitudes de 10° e 30° e diminui tanto em direção ao Equador quantoem direção ao pólo. O fluxo de calor latente sobre os oceanos é geral.mente duas vezes ou mais elevado do que sobre o continente, ondeexiste menor quantidade de água para evaporar. Para a Terra como umtodo, as taxas de evaporação dos continentes ~o, apenas, cerca de umterço das dos oceanos.

.......

O fluxo de calor sensível ou troca turbulenta de calor aumenta

do Equador para os pólos sobre os oceanos. Ao contrário, o fluxo decalor sensível das superfícies continentais é maior nas zonas sub-tropicais .e dimmui tanto em direção aos pólos quanto em direção aoEquador. Acima da latitude de 700 há um fluxo descendente ou nega-tivo de calor sensível, porque a superfície da Terra geralmente é maisfria dI..'que o ar sobre ela. Para a Terra como um todo, a transferênciade calor sensível das áreas continentais supera a dos oceanos por umfator de três (Sellers, 1965).

Na Tabela 3.8 vemos que 90% da radiação líquida dos oceanosé usada para evaporar a água e os 10%restantes são usados para aquecero ar pela condução e convecção. Em contraste, o fluxo de calor latentee o fluxo de calor sensível são formas igualmente importantes de perdade calor nos continentes. Para a Terra no seu conjunto, o fluxo de calorlatente é responsável por 82% da radiação líquida e a troca turbulentadecalor é considerada como sendo 18%.

Os valores latitudinais médios dos componentes do balanço decalor, mostrados na Tabela 3.7, e os valores médios dos componentesdo balanço térmico para os continentes e oceanos, mostrados naTabela 3.8, mascaram grandes variações espaciais que somente podemser vislumbradasnos mapas-múndi. As distribuições globais de radiaçãolíquida anual, de fluxo de calor latente e de fluxo de calor sensível sãoapresentadasna Fig. 3.9. A Fig. 3.9(a) mostra que:

1. os valores de radiação líquida anual são mais elevados nas baixaslatitudes e decrescem em direção aos pólos, a partir da latitude de250;

2. os valores de radiação líquida são pouco mais elevados nos oceanosdo que nos continentes, nas mesmas latitudes, principalmente porcausa da maior absorção da radiação sobre os oceanos e da menorquantidade de radiação que é liberada;

3. os valores de radiação líquida são bem inferiores nas áreas continen.tais áridas do que nas áreas continentais úmidas, por causa da maiorquantidade de radiação perdida em áreas continentais áridas sob

c~usrelativamente limpos.

I As Figuras 3.9(a) e 3.9(b) mostram que ambos os fluxos de caloratente e de calor sensível são distribuídos de modo diferente sobre assuperfícies continentais e oceânicas. O fluxo de calor latente é maiselevado sobre as superfícies oceânicas e nas baixas latitudes, onde ele

43

Tabela 3.8 - Balanço de energia anual dos ocenos e dos continentes emKilolangleys por ano (segundo Sellers, 1965).

Área R LE H t::.f H/LE

Europa 39 24 15 O 0.62Asia 47 22 25 O 1.14Américado Norte 40 23 17 O 0.74Américado Sul 70 45 25 O 0.56África 68 26 42 O 1.61Austrália 70 22 48 O 2.18Antártica -11 O -11 OTodos os continentes 49 25 24 O 0.96

Oceano Atlântico 82 72 8 2 0.11Oceano fndico 85 77 7 1 0.09OceanQPacífico 86 78 8 O 0.10OceanoÁrtico -4 5 -5 -4 -1.00Todos os oceanos 82 74 8 O 0.11

HemisférioNorte 72 55 16 1 0.29HemisférioSul 72 62 11 -1 0.18Globo 72 59 13 O 0.22

44

ultrapassa 120 K1y por ano. Ele atinge seu nível mínimo nas áreasáridas, onde há pouca energia disponível. A mais considerável troca decalor sensível ocorre nos desertos tropicais, onde mais de 60 Kly porano são transferidos para a atmosfera. A mais baixa quantidade ocorrenas áreas de correntes frias, onde há calor sensível negativo, visto queas massas de ar quente continentais movem-se ao longo das correntesfrias, transferindo energia para os oceanos (Barry e Chorley, 1976).

.2°--.......

~ 20 ° :.D «J tO 60 100 120 WJ 160 16) 1tO 140 1:.D 100

Figura 3.9(a) - Distribuição global da radiação líquida anual, em kg cal/em'por ano (conforme Budyko, 1958).

o 20 ~ tO ao 100 120 140 160

Figura 3.9(b) - Distribuiçãoglobal do fluxo de calor latente anual, emkg cal/cm2 por ano (conforme Budyko, 1958).

Figura3.9(c) - Distribuição global do fluxo de calor sensível, em kg cal/cm2por ano (conforme Budyko, 1958).

Por causa da escassez de dados de radiação sobre a maior partedo mundo, temos de confiar nas estimativas derivadas do uso de váriasfórmulas.Embora os satélites forneçam atualmente uma visão geral datroca de radiação no sistema Terra-atmosfera, algumas dúvidas estãoainda para ser solucionadas. Na seção seguinte, a medição de radiaçãoserábrevemente discutida. A medição de vários componentes da equa.ção do balanço de radiação é necessária para um mapeamento maisdetalhado e preciso da distribuição desses parâmetros sobre a superfí-cie da Terra ou sobre uma parte dela. O mapeamento mais detalhadodoscomponentes do balanço de radiação em nível regional ou zonal éainda baseado em valores estimados, derivados de várias equações

empíricas.Tais mapas, embora detalhados, não podem ser consideradosmais precisos que os mapas de distribuição global destes parâmetros,quesãofreqüentemente baseados em medições reais.

Medição da radiação

Muitos instrumentos podem ser usados para medir os componen-tes do balanço de radiação, mas geralmente são de elevado custo secomparados aos instrumentos meteorológicos mais comuns, tais comoo termômetro ou o pluviômetro. Há cinco tipos básicos de instrumentosparamedir a radiação:

~...

4S

I1111

1III

III~I

46

1. pireliômetros, que medem a intensidade solar, isto é, a radiação solarde raios diretos, em incidência normal. Estes são de elevado custoporém são os mais precisos de todos os instrumentos de medid~da radiação. Por isso são usados como padrões de calibração;

2. piranômetros, que medem a radiação total, em ondas curtas vindasdo céu, incidente numa superfície horizontal na Terra;

3. pirgeômetros, que medem a radiação infravermelha;

4. pirradiômetros, que medem ao mesmo tempo a radiação infraver-melha e a radiação solar;

5. radiômetros líquidos, que medem a radiação líquida ou o balançode radiação.

Alguns desses instrumentos medem diferentes parâmetros quandoestão à sombra, como é indicado na Tabela 3.9. Portanto, é possívelmedir a intensidade solar usando-se dois piranôme,tros um à sombrae o outro exposto ao sol, ou alternadamente, mantendo ora à sombraora ao sol um único piranômetro. O pirradiômetro ou o radiômetrolíquido podem ser usados de modo semelhante para obter os valoresda radiação solar de raios diretos em uma superfície horizontal (Q).A intensidade solar (Qn) pode então ser obtida dividindo-se Q peloco-seno do ângulo do zênite solar. O albedo, capacidade de reflexãode uma dada superfície, pode também ser medido, usando-se doispiranômetros, um dos quais voltado para baixo, ou com um únicopiranômetro, o qual é invertido periodicamente. O piranômetro voltadopara cima registrará a radiação solar total (Q + q), enquanto o piranô-metro voltado para baixo regis~rasomente a radiação (Q + q) 0:.O albedoé, então, obtido tirando-se a média das duas leituras. Portanto, ospiranômetros são muito úteis e versáteis. Além de medir a radiaçãosolar total que incide numa superfície horizontal, podem ser usadospara medir a radiação solar total que incide numa superfície inclinada,a intensidade solar, o albedo e a radiação celeste difusa (q).

Pelo fato desses instrumentos de medida de radiação seremsofisticados e de custo elevado, geralmente não são usados na maior

parte dos trópicos. Em vez disso, a insolação nestas áreas é freqüente-mente calculada usando-se o integrador de radiação Gunn BeIlaniou o registrador de luz solar CampbeIl-Stokes.O integrador de radiaçãoGunn BeIlani pode ser descrito como um tipo esférico de piranômetro.Ele tem duas esferas de vidro concêntricas, montadas na extremidadede uma bureta graduada em milímetros, até 40 mI. O interior da esfera

47

'Tabela3.9 - Medição de alguns componentes da radiação com instru-mentos usados à sombra e expostos ao sol.

Q. radiação de raios solares diretos; q, radiação difusa; It. radiação registradanaatmosfera; R. radiação líquida.

é coberto por uma camada escura de cobre, enquanto um reservatóriode álcool et11ico puro no interior da esfera é aberto para a bureta,através de um pequeno tubo capilar (ver Fig. 3.10). Conforme a esferade interior escuro absorve radiação e é aquecida, uma parcela do líqui-do evapora-se,para somente se condensar de novo no fundo da bureta.A quantidade de líquido destilado num dado momento está direta-mente relacionada à quantidade de radiação solar absorvida. O instru-mento, que é colocado numa abertura no-solo, com o vidro esféricoexposto à insolação, pode ser lido de hora em hora ou diariamente.Após cada leitura, o instrumento é reajustado, invertendo-se o mesmode tal maneira que o álcool possa retornar para o reservatório.

O registrador de luz solar CampbeIl-Stokes é usado para medira duração do período do dia com luz (ou insolação). Ele consiste deuma esfera de vidro que dirige os raios do sol para um cartão sensívelgraduado em horas e preso numa meia bola de metal, com a qual aesfera se mantém concêntrica. Este instrumento é geralmente montadonUm pilar de concreto de aproximadamente 1,5 metro de altura dosolo. A luz brilhante do sol queima uma trilha ao longo do cartãosensível, enquanto os períodos nublados ficam em branco. A duraçãototal dos períodos ensolarados de um dia é obtida medindo-se o com-primento total do traço marrom no cartão. Valores de insolação estãointimamente relacionados com a duração de períodos ensolaradose podem ser calculados usando-se uma equação de regressão da forma:

L

Piranômetro Pirradiômetro Radiômetro líquido

Expostoao sol Q + q Q+q+lt R

A sombra q q + It R-Q

ExPosto-sombra Q Q Q

48

Q = Qo(a + bn/N)

onde Q é a insolação medida, Qo é a insolação possível, isto é, a radia.ção incidente no topo da atmosfera, que se pode obter das TabelasMeteorológicas Smithsonianas, n é a duração medida do período debrilho solar e N é a duração possível (ou máxima) do período de brilhosolar, que se pode obter nas Tabelas Meteorológicas Smithsonianas(Smithsonian Meteorological Tables).

Reser-vatór-iode álcool

Tubo capi lar-

Esfer-a de cobr-eenegr-ecida

Esfer-a de vidro

!~

ii!jj

B ur-eta gr-Oduodo a 40 m I

Figura 3.10 - O integrador de radiação Gunn-Bellani.

A equação acima tem sido usada por vários autores para calcular emapear os valores de radiação solar de vários países e regiões do mundo

49

(ver, por exemplo, Davies, 1966; Ojo, 1970). Equações empíricassemelhantesexistem em grande número para calcular valores de radia-çãOlíquida (Penman, 1948). A confiabilidade desses cálculos é, con-tUdo,questionável, particularmente quando equações obtidas em umaárea são usadas em outras. Portanto, tais cálculos devem ser tratadoscom cuidado.(A rede de estações que medem a radiação, atualmenteexistente no mundo, de modo particular nos trópicos, necessita serconsideravelmente aperfeiçoada, em vista do importante papel daradiação em nosso ambiente climático e biótico, e como principalfonte de energiapara o uso do homem:'?

Referências Bibliográficas

BARRY,R. G. e CHORLEY, R. J. Atmosphere, Weather and ClimlJte.3~ ed.,Londres,Methuen, 1976.

BUDYKO,M.I. The Heat Balance of the Earth 's Surface (traduzido do russopara o inglês por N. A. Stepanova). Washington,D. C., U. S. DepartmentofCommerce, 1958.

DAVIES,J. A. Solar radition estimates for Nigeria.Nigeria Geog.Journal, n9 1,9: 85-100, 1966.

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PENMAN,H.L. Natural evaporation from open water, bare soUand grass.Prv-ceedingsRoyal Society SeriesA, 193: 120-145,1948.

SELLERS,W.D. Physical Climatology. Chicago, University af Chicago Press,1965.