““O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”

BALANÇO RADIATIVOBALANÇO RADIATIVO

1. IntroduçãoRadiação = Modo de transferir energia.– Obedece o princípio da conservação.– Radiação emitida pela atmosfera/Terra: radiação

terrestre ou radiação de onda-longa.– Radiação emitida pelo Sol:

radiação solar ou de onda-curta.– Quando a radiação solar é absorvida,

parte ou a maioria é re-emitida pela Terra/atmosfera, como onda-longa.

– Balanço => conservação de energia.

• Mudanças no “armazenamento” = entrada – saída

2. Balanço Radiativo• O balanço radiativo pode ser expresso

com uma equação de saldo, composta de termos que representam um transporte de radiação ou

processos de conversão:

Q* = (K↓ - K↑) + (L↓ - L↑) ou

Q* = K* + L*

Termos individuais e processos:Q* - Saldo total de radiação

(“Net radiation”)• Resultado total de todos os processos radiativos.

– O saldo de radiação é absorvido e então transformado em outra forma de energia (não – radiativa).

Tornando-se disponível para ser transformada em outros processos do balanço de energia, tais como:

– Aquecimento do ar (calor sensível)– Aquecimento do solo– Evaporação de Água

K↓ - Radiação de onda-curta incidente

– Emitida pelo sol e transmitida até o local do balanço (por exemplo: topo da atmosfera ou superfície).

– Dependente da altura do Sol e das propriedades de transmissividade da atmosfera.

K↑ - Radiação de onda-curta emergente (Refletida!)

– Depende de K↓ e do albedo (a)K↑ = a . K↓

Albedo é a razão entre a radiação de onda curta refletida e a incidente por uma

superfície:

a = K↑/ K↓

Albedo global

K* - Saldo de radiação de onda-curta

K* = (K↓ - K↑)

A energia que é absorvida e que pode ser re-emitida em

comprimentos de onda maiores.

L↓ - Radiação de onda longa incidente

– Depende da temperatura aparente do céu Ts e da emissividade do céu εs.

L↓= εs . σ . Ts4

Ts e εs são devidos ao efeito combinado de todas as camadas da atmosfera e dependem da

cobertura de nuvens, estrutura vertical de temperatura e umidade.

Podem ser calculados a partir de dados de radiossondagens.

L↑ - Radiação de onda-longa emergente

– Depende da temperatura da superfície T0 e da emissividade da superfície ε0.

L↑= ε0 . σ . T04

L* - Saldo de radiação de onda-longa

L* = (L↓ - L↑)

3. Médias Globaisdos termos do

balanço de radiação

I – Radiação de onda curta

• Total Refletido = 30% (= albedo)• Total Absorvido = 70%

Distribuição global da radiação solar incidente média anual liquida no topo da atmosfera

II – Radiação de onda longa

• Total perdido para o espaço = 70% (Igual ao absorvido do Sol)

• L↓ na superfície (emitido pela atmosfera):efeito estufa = energia adicional disponível para a superfície.

• Saldo negativo na atmosfera: compensado pela absorção de K↓ e convecção proveniente do solo.

Distribuição global distribuição da radiação média anual de onda longa emergente no topo da atmosfera

III – Saldo de radiação em todos os comprimentos de onda

• Na atmosfera e na superfície, o balanço de radiação não é nulo: outras formas de transporte energia o compensam.

• O balanço de radiação pode ser feito em qualquer nível da atmosfera:Topo da atmosfera (TOA)AtmosferaSuperfície

• Os valores mostrados na figura são médias globais calculadas ao longo de muito tempo, tais como cobertura de nuvens, temperatura, e outros.

• Existe considerável variabilidade espacial e temporal (tempo, estações, clima!)

Distribuição global do “desbalanço” líquido entre a radiação solar incidente média anual e a radiação de onda longa emergente no

topo da atmosfera

4. Distribuição Global

http://geography.uoregon.edu/envchange/clim_animations/

http://www.eoearth.org/article/Energy_balance_of_Earth

Padrão anual (1987) de radiação solar absorvida na superfície da Terra

Fig. 2-21, p.48

IV – Saldo Total de Radiação: Q* - variabilidade espacial

• Para prevenir o aquecimento contínuo nas regiões onde há ganho de energia (regiões de latitude < 40º N/S) e resfriamento contínuo nas regiões onde há perda de energia (latitudes > 40º N/S), a energia é transportada no sentido dos pólos das regiões com superávit de energia para as com déficit por:

• Correntes oceânicas ( ~ 1/3);• Massas de ar quente/frias

(calor sensível) ( ~ 1/3);• Umidade no ar

(calor latente) ( ~ 1/3).

5. Variabilidade temporalExemplo: Dia claro de verão, 12 de julho de 1999

O que aconteceria em:Dia nublado de verão, cobertura de Stratus

Dia nublado de verão, cobertura de CumulusDia nublado de inverno, o que acontece quando neva?

• http://cimss.ssec.wisc.edu/wxwise/homerbe.html

• http://geography.uoregon.edu/envchange/clim_animations/