BALANÇO DE RADIAÇÃO DA ATMOSFERA
O aquecimento ou resfriamento de uma camada atmosférica devido à mudança no conjunto de radiação solar e terrestre com a altura pode ser calculado usando o princípio de conservação de energia. Consideremos uma camada da atmosfera entre os níveis z e Δz onde o conjunto de fluxos verticais de radiação são F(z) e
F(z + Δz), respectivamente. Então encontramos que
Se expressarmos a equação (1) em °C/dia obtemos:
Onde a divergência é dada em Wm-3, cp em JKg-1K-1 e ρ em Kgm-3.
A aplicação dessa expressão à componente de radiação de onda longa mostra que esta componente gera um conjunto de resfriamento da ordem de 2.5°C por dia. Na média, o aquecimento da atmosfera pela absorção da radiação solar é somente da ordem de 0.5°C/dia, e então não compensa para o resfriamento por radiação de onda longa. A manutenção de um estado constante na atmosfera é apenas possível através da transferência de calor sensível (entalpia) e calor latente (evaporação-condensação) da superfície da Terra para a atmosfera.
Durante o dia e com o céu claro, o balanço do conjunto de radiação é dominado pela radiação solar de onda curta, mas à noite o balanço é inteiramente devido à radiação de onda longa. Como a concentração de alguns dos absorvedores (isto é, H2O e O3) varia fortemente com a altura os fluxos de radiação terrestre e solar são também fortemente dependentes da altura. Em geral, em noites claras e calmas o fluxo de radiação de onda longa aumenta com a altura, conduzindo a uma divergência de fluxo e um resfriamento da atmosfera.
As nuvens têm um forte efeito na transferência de radiação de onda longa, pois elas modificam a emissividade da atmosfera em certos comprimentos de onda. As nuvens são quase completamente opacas à radiação infravermelha. Elas atuam como se elas fechassem a janela atmosférica, prevenindo o escape de radiação de onda longa para o espaço. Esse efeito é grande o suficiente para influenciar fortemente a temperatura em superfície. Por exemplo, sobre condições nebulosas a queda de temperatura noturna será muito reduzida se comparada com condições de noite clara. Mesmo a presença de uma camada fina de nuvens cirrus pode ser suficiente para causar um aumento na temperatura do ar em superfície devido ao adicional de radiação de onda longa emitida pelas nuvens.
Manabe e Strickler (1964) usaram um modelo climático simples de uma dimensão para estudar as contribuições de H2O, CO2, e O3 para as taxas de aquecimento e resfriamento atmosférico. O modelo foi baseado nas equações de transferência radiativa levando em consideração as principais bandas de absorção dos absorvedores. Os resultados para o caso que a nebulosidade é igual ao valor médio são mostrados na figura I.
A troposfera mostra um resfriamento do conjunto radiativo principalmente devido ao vapor d’água, o qual é compensado pelo aquecimento latente e sensível associado com convecção úmida. Na estratosfera, há um forte aquecimento devido à absorção da radiação solar ultravioleta pelo ozônio e para uma extensão muito menor, devido à absorção da radiação terrestre de onda longa na banda 9.6 µm [ver figura 2(b)]. Podemos notar que o aquecimento de onda longa é somente possível devido à baixa concentração de ozônio na troposfera. O resfriamento na estratosfera é devido emissão de onda longa principalmente por CO2 e para uma menor extensão pelo vapor d’água e o ozônio. No modelo de uma dimensão de Manabe e Strickler, o aquecimento e o resfriamento na estratosfera compensa, pois a estratosfera é assumida estar num equilíbrio radiativo.
Figura 1. Distribuições verticais da taxa de mudança de temperatura na atmosfera para o equilíbrio térmico devido a vários absorvedores. LW (H2O), LW (CO2) e LW (O3), mostram a taxa de mudança de temperatura devido a emissão de onda longa e absorção pelo vapor d’água, CO2, e O3, respectivamente. SW (H2O + CO2 + O3) mostra a taxa de mudança de temperatura devido à absorção da radiação solar por estes três gases. “Conjunto” significa a taxa do conjunto de mudança de temperatura devido a todos os componentes (Manabe e Strickler, 1964).
Na região 8 – 12 µm a atmosfera é quase transparente para a radiação terrestre de onda longa, com exceção da absorção em 9.6µm pelo ozônio [ver figuras 2 (b) e 2(c)].
Figura 2. (a) Curvas de corpo negro para a radiação solar (6000 K) e radiação
terrestre (255 K). (b) Espectro de absorção para toda a extensão vertical da atmosfera.
(c) Espectro de absorção para a atmosfera acima de 11 km. (d) Espectros de absorção
para vários gases atmosféricos entre o topo da atmosfera e a superfície da Terra.
Esta região do espectro é conhecida como janela atmosférica. É interessante notar que, através da absorção na janela espectral, pequenos aumentos de CO2 ou de outros gases traços podem ter um grande impacto no clima. De fato, Ramanathan ET. AL (1985) deu atenção ao fato de que alguns gases traços menores, tais como CFC’s, metano (CH4), e óxidos nitrosos (N2O), também têm linhas de absorção na janela espectral. O recente aumento nas concentrações desses gases traços pode conduzir a uma prisão adicional da radiação emitida pela superfície da Terra e então a um aquecimento da troposfera e resfriamento da estratosfera. Vários outros estudos têm sido feitos usando distribuições observadas dos absorvedores na atmosfera como o estudo por Dopplick (1979). O seu resultado mostra um conjunto de resfriamento radiativo ao longo do ano em quase todas as latitudes na troposfera. Entretanto, na estratosfera ele encontra um aquecimento em baixas latitudes e um resfriamento em médias e altas latitudes. Todos os estudos mencionados são limitados por um incompleto conhecimento das concentrações de vários absorvedores na troposfera superior e estratosfera e pelas dificuldades de incorporar os efeitos das nuvens.
Muitos gases atmosféricos têm bandas na região microondas do espectro. Estas bandas não são importantes na transferência de radiação infravermelha na atmosfera, pois na região de microondas os fluxos radiativos térmicos são muito pequenos. Entretanto, eles têm sido usados para inferir perfis verticais de temperatura, umidade e água líquida nas nuvens através de sensoriamento remoto de satélites.
