Interação  Ar - Mar

O invólucro terrestre constituído pelo ar e pelo mar (considerando-se a Terra toda coberta por uma camada de água) é diretamente atingido pela radiação solar durante o dia, produzindo os ventos e as correntes marinhas. Por essa razão, além de outras razões, é interessante discutir:

1 - A QUANTIDADE DE ENERGIA RECEBIDA PELA TERRA

A energia é recebida do Sol sob forma de energia radiante ou radiação com comprimentos de onda entre 0,2 a 4 microns. Cerca de 40 % na forma visível do espectro da luz. A energia média incidente na superfície da Terra é chamada de constante solar S e tem o valor:

Um disco com 1 metro de diâmetro, durante o dia, pode coletar energia suficiente para fazer funcionar um aquecedor elétrico de 1 KW.

Mas a órbita da Terra em torno do Sol não é uma circunferência e existem variações sazonais na quantidade de energia que atinge os hemisférios Norte e Sul bem como a Terra como um todo.

A Figura 1 Mostra esquematicamente como se dá a variabilidade sazonal da incidência de energia radiacional na superfície da Terra..

Em termos médios a energia total recebida pela Terra na unidade de tempo é dada por:

onde R é o raio médio da Terra. Desde que a área total da superfície da Terra é dada por

a quantidade média de energia recebida, por unidade de tempo é:

A Fig 2 mostra o balanço da radiação . A curva sólida superior mostra o fluxo médio S de energia solar que chega na atmosfera superior. A curva inferior mostra a energia média absorvida pela Terra e a linha tracejada a quantidade de energia refletida: o albedo . Em abscissa a escala é feita a ser proporcional a área geográfica coberta pelos paralelos.

Se o eixo da Terra não fosse inclinado em relação ao plano da eclíptica, conforme mostra a Fig 1, o fluxo médio S de energia recebida varia entre:

S / , no Equador a Zero, nos polos.

2 - ALBEDO

Nem toda energia incidente na Terra é absorvida. Uma fração  é refletida ou espalhada pela atmosfera de tal forma que a energia média absorvida é :

A quantidade refletida ou espalhada é cerca de 100 W / metro quadrado, em todas as latitudes como mosta a Fig 2, é chamada de Albedo . O Albedo  médio da Terra é cerca de :

A luz refletida é a luz através da qual a Terra pode ser fotografada a partir do espaço que mostra que o Albedo pode variar bastante com a ocorrência de nuvens e com a cobertura do solo ( solo ou gelo ou vegetação). O planeta Marte que não tem atmosfera tem cerca da metade do albedo da Terra e Venus totalmente coberto de nuvens tem cerco do dobro do albedo terrestre.

Uma estimativa global da forma com que nuvens, vegetação e gelo afeta o valor do albedo pode ser obtido através das imagens de satélites artificiais. O menor albedo deve ocorrer em condições em que não há nuvens ou gelo. No solo o albedo é cerca de 0,15, em áreas desérticas entre 0,2 a 0,3 e alcançam em regiões cobertas por gelo 0,6. Esses números mostram que o albedo é um fator bastante importante na determinação do balanço energético do planeta Terra.

3 - RADIAÇÃO DE CORPO NEGRO - PERFIL DE TEMPERATURA DA ATMOSFERA

Desde que o sistema Ar - Mar é movido a luz solar é importante conhecer como a radiação incidente na Terra é modificada pela atmosfera e o oceano. Se a Terra não tivesse atmosfera a superfície refleteria uma fração  da energia incidente e absorveria o restante (1 - ) . A absorção de energia faria a superfície se aquecer até que ela consiga irradiar para o espaço a mesma quantidade de energia que ela receba. Quando a Terra alcança essa temperatura T a quantidade de energia irradiada E, por unidade de tempo é dada pela lei de Stefan para o Corpo Negro:

Onde,  = 5,7 x 10^-8 W/m² K^-4

Para a radiação absorvida pela Terra tal equilíbrio seria alcançado quando a temperatura no equador chegasse a 270 K, a temperatura do polo sul 150b K e a temperatura do polo Norte 150 K. Esses valores podem ser obtidos da Figura 2 aplicando a lei do Corpo Negro.

Entretanto a temperatura da Terra é maior e a diferença de temperatura entre os Polos e o Equador muito menor . Esse desvio entre o previsto e o que realmente ocorre se deve à existência do Oceano e da Atmosfera.

O equilíbrio térmico pode ser afetado pois a radiação poder ser absorvida pela atmosfera e porque a atmosfera e o oceano podem carregar calor do Equador aos Polos e de Oeste a Este e dessa forma intervindo no balanço de energia. Os movimentos do Oceano e da Atmosfera que carregam essa energia são conhecidos como os Ventos e as Correntes Marinhas.

No equilíbrio radiacional que seria estabelecido na ausência das correntes e dos ventos o perfil vertical dos valores de temperatura na atmosfera é mostrado na Figura 3 como a linha sólida. Nas camadas mais próximas à superfície o fator principal responsável pelo equilíbrio térmico é o vapor de água presente na atmosfera. Em outras partes outros absorvedores como dióxido de carbono, metano e ozônio, entre outros, ser tornam absorvedores de energia mais importantes. Isso é devido ao efeito estufa.

4- EFEITO ESTUFA

O equilíbrio radiativo mostrado na Figura 3 tem temperatura de superfície maiores do que as que existiam na ausência da atmosfera. Isso é causado pelo efeito estufa que pode ser entendido da seguinte maneira. Considere-se na Figura 4 uma estufa formada por um vidro transparente horizontal.

O vidro é transparente a radiação com comprimentos de onda menores do que 4 microns, mas absorve radiação que tenha comprimentos de onda maiores. Supondo-se que no início o vidro e o solo estão inicialmente frios e que um fluxo de radiação I incide para baixo , essa radiação atravessará o vidro sem que haja atenuação e será absorvida pelo solo.

O solo se aquece até a temperatura Ts e emitirá radiação de comprimento de onda longo com um fluxo de energia para cima dado pela Lei do Corpo Negro (Stefan)

A quase totalidade da radiação emitida nas temperaturas típicas da atmosfera tem comprimentos de onda acima de :

no intervalo 4 a 100 microns, de tal forma que uma fração " e " dessa radiação será absorvida pelo vidro. Dessa foram o vidro também se aquece e emitirá radiação em todas as direções indicadas nas Figura por B.

O equilíbrio é alcançado quando os fluxos de energia para cima e para baixo forem iguais de forma que a energia incidente I em ambos os lados do vidro pode ser escrita como:

dessa forma obtêm-se para o fluxo de energia U que vem do solo:

Que pela lei do Corpo Negro permite se estimar a sua ( do solo) temperatura Ts:

Assim a temperatura do efeito estufa Ts depende largamente da quantidade de energia " e " absorvida pelo vidro . A temperatura Ts é 19% maior do que seria se não houvesse o vidro , quando ( e = 0).

No caso em que o vidro absorve toda energia de grande comprimento de onda ( e = 1) então:

Em conseqüência o vidro e o solo atingem a mesma temperatura . O vidro nessas condições irradia um fluxo B de baixa frequência para baixo fazendo o solo receber um fluxo total de energia :

Pela lei do corpo negro o solo alcança a temperatura que é maior do que a temperatura na ausência do vidro por um fator :

Para outros valores de " e " o solo ainda recebe um fluxo adicional B de energia de forma que o solo alcança uma temperatura maior do que teria se não houvesse o vidro da estufa.

5 - EFEITO ESTUFA NA ATMOSFERA

Na atmosfera as partículas absorvedoras de radiação estão distribuídas de forma contínua ao longo da vertical ao invés de confinadas numa lâmina como a de vidro da " estufa ". Vários cuidados tem de ser tomados nesse caso como ia energia incidente ser subdividida em várias frações de comprimentos de onda ao invés de considerar somente ondas longas e ondas curtas apenas e levar em conta os efeitos da absorção ode energia separadamente bem como levar em conta os efeitos de espalhamento e reflexão da energia incidente. Esses fatores dependem da distribuição do albedo e das nuvens

A Figura 5 mostra as estimativas mais aceitas para o balanço de energia e produzem o efeito estufa da atmosfera. Admitindo-se a energia incidente como I = 100 unidades

O fluxo de energia espalhada e refletida na forma de energia de onda curta é:

Isso deixa 70 unidades para o fluxo líquido para baixo para o fluxo de onda de curto comprimento de onda na atmosfera superior dos quais 19 unidades são absorvidas na atmosfera, deixando 51 unidades para serem absorvidas nas superfície da Terra

A emissão líquida de radiação de longo comprimento de onda do oceano é

as restantes 30 unidades são absorvidas pelo vapor de água por calor latente de evaporação de forma que as emissões totais pelas nuvens e esses gases para fora da atmosfera sob forma de radiação infra-vermelha totaliza 70 unidades conforme exposto na Figura 5

6 - O Efeito Estufa e os Movimentos de Convecção vertical

A solução para o equilíbrio radiacional mostrado na Figura 3 foi obtida na suposição de que não havia movimento das massas de ar da atmosfera, bem como das massas de água dos oceanos. Isso corresponde a uma simplificação que não leva em consideração a energia proveniente do Sol e que é aprisionada na superfície da Terra e movimenta os ventos e as correntes marinhas. Esse aprisionamento corresponde à parcela do efeito estufa natural, que retêm a energia solar incidente, que faz movimentar os oceanos e atmosfera e que é refletida em forma de energia dissipada em baixa freqüência por esses fluidos.

Esses movimentos alteram a configuração de equilíbrio mostrada na Figura 3 . Para ver isso considere-se uma atmosfera que inicialmente continha nenhum vapor de água, mas estava em equilíbrio radiacional conforme a Figura 3. Se a atmosfera não absorvesse radiação alguma todo o solo esquentaria na ausência de movimento , mas o ar logo acima permaneceria frio.

Embora o sistema estivesse em equilíbrio radiacional ele não estaria em equilíbrio dinâmico porque o ar aquecido por contacto com a superfície não poderia permanecer abaixo do ar frio sem que ocorresse o fenômeno da convecção, como ocorre numa chaleira com água, aquecida por de baixo.

O movimento vigoroso de convecção carrega água mais fria para baixo e água mais quente para cima. Na atmosfera ele carrega não somente ar mais quente para a atamosfera mas também vapor de água produzido pela evaporaçãio da água na superfície.

O vapor de água afeta o balanço radiacional por causa das sua propriedades de absorver radiação e dessa forma o equilíbrio final depende do balanço entre os efeitos radiativos e convectivos e é chamdao de : Equilíbrio radiacional e convectivo.

- Convecção Adiabática

Se convecção vai ocorrer ou não depende da razão com que os valores de temperatura decrescem com a altitude. A convecção só ocorre quando essa razão exceder um certo valor. Esse valor pode ser calculado considerando-se as mudanças de temperatura de uma massa de ar que se move para cima, ou para baixo, de forma adiabática, isto é, sem que troque calor com o ar imediatamente fora do bloco dessa massa de ar. Na produção das Nuvens, por exemplo, isso ocorre.

- Razão Adiabática Seca.

À medida que esse bloco de ar sobe na atmosfera a pressão interna do bloco diminui , o volume do bloco aumenta e então a temperatura diminui. A razão com que a temperatura cai com a altitude, devido a expansão é chamada razão adiabática seca e tem um valor de 10 K / Km.

Se a temperatura das imediações cair mais rapidamente com a altitude o bloco de ar ainda estará mais quente do que sua vizinhança e continuará a subir sob sua própria força de empucho. A situação não estará estável e a convecção continuará ativa. A convecção carrega calor para a altitude e isso reduz a razão adiabática seca, até que o bloco de ar alcança o equilíbrio e a convecção para de ocorrer.

- Umidade Relativa do Ar e Nuvens

Se a atmosfera contivesse somente pequenas quantidades de vapor de água , a convecção somente ocorreria se razão adiabática seca fosse excedida. Na prática a situação é complicada pelo fato do ar a uma dada temperatura e pressão só conter uma dada quantidade de vapor de água . A quantidade de vapor de água de saturação é chamada Umidade Relativa . Quando a Umidade relativa alcança valores de 100 % gotas de água são condensadas dando origem às nuvens. A água condensada nas nuvens em última análise retorna à superfície da Terra sob forma de chuva completando um ciclo chamado de ciclo hidrológico.

- O Ciclo Hidrológico

O ciclo hidrológico afeta o balanço de energia da atmosfera em inúmeras formas importantes. Primeiro, as nuvens tem um efeito importante na energia total de energia absorvida pela atmosfera, porque elas refletem e espalham uma quantidade significativa a energia incidente. Segundo, porque as propriedades radiação absorção do vapor de água são importantes na determinação dos valores de temperatura da atmosfera inferior. Terceiro, o esfriamento ocorre durante a evaporação porque calor latente é requerido durante o processo. Esse calor latente é liberado na atmosfera, quando a condensação do vapor de água ocorre na formação da nuvens.

- Razão Adiabática Úmida

A liberação de calor latente nas nuvens também afeta as condições sob as quais a convecção ocorre . A quantidade de vapor de água, num bloco de ar que acende adiabaticamente pode ter, decresce com a altitude. Dessa forma, se o bloco de ar estiver já saturado com vapor de água , o calor latente será libertado, à medida que o bloco de ar sobe, e então, a razão de decréscimo da temperatura com a altura será menor do que a do ar seco. A razão de decréscimo com a altura é chamada razão adiabática do ar úmido e tem um valor que depende da temperatura e pressão.

Na atmosfera inferior o valor é 4 Graus/Km a 20 graus de temperatura e 5 graus / Km a 10 graus .

A razão adiabática umida é adequada para o ar que sobe, mas para o ar que desce ela é diferente. A quantidade de vapor de água que, um bloco de ar pode conter, aumenta à medida que o bloco de ar desce em altitude, de forma que ele está sempre sub saturado e, nessas condições, a razão adiabática seca é adequada.

- Constância Sazonal da Umidade Relativa do Ar

Uma outra conseqüência da natureza da convecção do vapor de água é a distribuição dos valores de umidade relativa nas atmosfera. O valor médio deve se situar entre 100% de ar úmido nas regiões de subida de ar e menores valores nas regiões descendentes. A umidade relativa não muda muito de uma estação a outra estação do ano, enquanto que a quantidade de vapor de água numa localidade varia substancialmente durante o ano.

- Modelagem da atmosfera

Um problema de modelagem atmosférica, isto é, da solução mumérica do sistema das equações diferenciais parciais, que descrevem a dinâmica da atmosfera, é o de achar uma forma satisfatória de representar os efeitos de convecção, sem se preocupar em modelar os detalhes da ascenção e descenção dos blocos de ar . Modelos radiacionais-convectivos representam os efeitos da convecção de forma bastante simples. Primeiro, eles ignoram as variações horizontais de forma que as temperaturas e outras quantidades são funções somente da altitude ( ou de forma equivalente Pressão) .

As distribuições de gases que tem propriedades radiacionais - e de absorção de energia, como dióxido de carbono, ozônio, nuvens e outras, como a umidade relativa ou umidade absoluta são fixadas a partir do fluxo descendente de ondas curtas de radiação no topo da atmosfera. Uma distribuição de temperatura é permitida para ajustar o equilíbrio para baixo levando em conto os efeitos radiativos e convectivos.

A convecção assume-se que ocorre somente quando os fluxos radiativos tem a tendência a aumentar acima de uma valor crítico. Então um fluxo convectivo é introduzido que redistribui ( mas não remove) calor de tal forma a manter a razão aos níveis críticos .

A dificuldade está na escolha do valor crítico . Usualmente isso é simples através da escolha da razão observada da razão média da atmosfera inferior ,isto é, 6,54 graus por quilômetro. Os resultados de tal cálculo produzem uma boa aproximação dos valores médios de temperatura. Entretanto existem limitações.

7 Movimentos Convectivos Horizontais

De forma análoga aos movimentos verticais convectivos a variação com a latitude do calor absorvido produz grandes gradientes horizontais de temperatura . O movimento das correntes e dos ventos então ocorre para reduzir esses gradientes térmicos. A natureza desses movimentos depende do processo dinâmico.

Intuitivamente deve se esperar que o aquecimento não uniforme da atmosfera faça haver um movimento de ascenção nos trópicos e de descenção em altas latitudes. Uma circulação similar deve ocorrer nos oceanos, de tal formas que o excesso de calor recebido, nos trópicos, seja transportado em direção aos polos pela atmosfera e pelos oceanos.

A circulação no plano meridional ,que na realidade ocorre, é conhecida, embora com acurácia limitada para a atmosfera, como a mostrada na Figura 6 . Comparando-se, pode-se dizer que a circulação meridional dos oceanos é muito pobremente conhecida, mas estimativas permitem ter uma idéia quanto a sua ordem de grandeza .

Uma descrição indica que as células de Hadley estão confinadas aos trópicos. Ar úmido da zona dos ventos alíseos, onde a evaporação ( E ) excede a precipitação ( P ), é dirigida a áreas onde há movimento ascendente o qual porque eles são úmidos e com muitas nuvens que indicam regiões de grande albedo.

As regiões importantes são sobre a Indonésia, Amazonas e Congo . Sobre o Atlântico e Oceano Pacífico os movimentos ascendentes tendem a se concentrar numa região bem limitada conhecida como a Intertropical Convergence Zone (ITCZ) que usualmente se encontra entre 5 a 10 graus Norte do Equador.

As regiões de ar descendente são secas e cobrem as áreas desérticas, que são achadas entre 20 a 30 graus. Elas são regiões de grande albedo sobre a Terra. Em latitudes médias a coisa sé diferente. Por causa da rotação terrestre o movimento produzido pelos gradientes horizontais é principalmente na direção de Este para Oeste, há pouca circulação meridional.

A eficiência do movimento, na redução dos gradientes horizontais, pode ser estimada através de uma comparação das duas curvas da Figura 2. A Curva sólida mostra a variação com a latitude do fluxo de energia radiante absorvida. Em equilíbrio puramente radiacional, a radiação para fora deveria ser igual a radiação absorvida em todas as latitudes. Na prática a energia que sai, mostrada na linha tracejada da Figura 2 é muito mais uniforme, com variações do fluxo médio com cerca de um terço daqueles do fluxo absorvido.

À partir da diferença entre essas duas curvas, a quantidade de energia que é transportada através cada círculo de latitude pelo movimento das correntes e dos ventos pode ser calculado. A curva obtida para o hemisfério Norte é mostrada na Figura 7

A diferença entre as curvas da Figura 7, mostrada em forma achurada , corresponde a energia transportada pelos oceanos. De acordo com a Figura as áreas são aproximadamente iguais, indicando que oceano e atmosfera são igualmente importantes no transporte de energia incidente do Sol na Terra. Entretanto esses cálculos estão sujeitos a incertezas ainda não são estimadas com precisão.

8 - Variabilidade da Energia Solar Incidente na Superfície da Terra

A quantidade total da energia radiante incidente na Terra em um ano depende somente da energia irradiada pelo Sol que é medida pela constante solar (S = 1,3764 KW/ m). Medições realizadas desde 1920 não mostram variação maior do que os erros de medição e o valor não deve Ter sido alterado em mais que 1 a 2 % nesse período. Dessa forma o nome de Constante Solar é consistente com as medições até agora feitas, embora sabe-se de outros fatores que intervêm e podem alterá-la.

A quantidade de energia radiante incidente em um ponto geográfico qualquer na Terra, entretanto, varia consideravelmente durante o dia e nas estações do ano. Variações diárias são importantes e podem afetar a atmosfera ao longo de longo períodos, dependendo de sua amplitude. Um exemplo desse efeito é a mistura da atmosfera inferior . No verão o solo se torna bastante quente, produzindo convecção que mistura uma porção considerável de ar. O ar não é desmisturado durante a noite e o efeito é bastante diferente daquele ocorreria se o aquecimento fosse uniforme durante todo o período do ano.

As variações sazonais da energia Solar incidente durante o período de um ano são causadas pela inclinação do eixo terrestre em relação a eclíptica (Fig 1) e pela forma elíptica da órbita terrestre Fig ( 8).

A elipticidade da órbita produz variações na energia total incidente da ordem de 3,5 % com máxima incidência no período de Verão do hemisfério Sul. Dessa forma há uma maior incidência de energia no Hemisfério Sul, entre os meses de Outubro e Março, quando a Terra está mais próxima do Sol (perihélio). As variações exibem assimetrias bastante pronunciadas devido haver uma proporção maior de Solo no hemisfério Norte e uma proporção maior de oceano no hemisfério sul.

FIGURA 9

O fato das variações sazonais afetarem o estado médio da atmosfera e do oceano é a parte fundamental da Teoria Astronômica do Clima. Em razão da presença dos outros planetas a inclinação da órbita terrestre varia entre 22,5 a 24,5 graus (Figura 9) com período de 450 mil anos e a variação da excentricidade da órbita da terra varia com períodos de 10 000 a 100 000 anos.

A radiação líquida incidente durante o período de um ano se altera muito pouco, mas a distribuição da incidência dessa energia na superfície da Terra, no tempo e espaço, é alterada. A excentricidade varia o suficiente para que a amplitude térmica sazonal muda até 15 % dos níveis atuais.

BIBLIOGRAFIA

- Gill, A 1982. Atmosphere Ocean Dynamics Academic Press ,New York, London .662p

- Mesquita, A R de 2000. Fundamentos de Oceanografia. Página da Web: www.mares.io.usp.br/iof217

- Mesquita, A R de 2000. Laboratório de Marés e Processos Temporais Oceânicos. MAPTOLAB. Página da Web: www.mares.io.usp.br/iof201.

- Mesquita, A R de, França C A S & Marone E D . Afro-America GLOSS - News . www.mares.io.usp.br/GLOSS