BALANÇO OBSERVADO DE RADIAÇÃO
A energia radiacional do Sol constitui a força básica para as circulações atmosféricas e oceânicas. Assim, o mais importante fator externo para o clima da Terra é a radiação solar total de chegada. A radiação solar de chegada é caracterizada pela constante solar, a obliquidade, a ecentricidade, e a longitude do periélio para a órbita da Terra ao redor do Sol. Variações nestes fatores astronômicos podem estar relacionadas às variações observadas no clima da Terra em escalas de milhares de anos. Entretanto, elas não parecem ser importantes na escala de tempo de décadas a qual estamos interessados.
BALANÇO DE RADIAÇÃO DA TERRA
Uma das maiores contribuições científicas dos satélites meteorológicos tem sido a medida do balanço de radiação no topo da atmosfera. Isto envolve medidas das componentes solar de entrada de onda curta e da saída de onda longa terrestre. Medidas do albedo planetário combinadas com a interferência conhecida da radiação solar no topo da atmosfera suplementam a informação necessária na primeira componente do balanço de radiação, o conjunto solar de entrada. Incertezas nos valores do albedo estão relacionadas com a amostragem diurna inadequada e ao incompleto conhecimento do quão extrapolado das medidas em um ângulo zenital até plenos valores de meia-esfera. A segunda componente do balanço de radiação envolve medidas de radiação terrestre de onda longa. Menos incertezas parecem estar envolvidas nessa determinação, exceto para efeitos associados com o ciclo diurno em nebulosidade.
Por ser muito grande, a Terra como um todo está em equilíbrio radiativo médio sobre um período de vários anos. Em outras palavras, assim como muita energia deve estar deixando o sistema na forma de radiação de onda longa também está entrando na forma de radiação de onda curta:
Desde que a média do albedo da Terra é da ordem de 30%, uma quantidade de radiação solar é dada por
é absorvida na atmosfera e nos oceanos, e mais tarde reemitida como radiação de onda terrestre, onde a constante solar S ~1360Wm-2. O valor de 238Wm-2 é um número de referência usual para estudos de energia radiacional disponível para a atmosfera e os oceanos.
Assumindo que há um balanço entre a quantidade de energia solar recebida e a quantidade de energia emitida pela Terra como um todo e que a Terra irradia como um corpo negro, podemos calcular o então chamado equilíbrio radiativo de temperatura T, da Terra a partir da lei de Stefan-Boltzmann:
Entretanto a equação
mostra que devido à existência da atmosfera com gases que absorvem e emitem radiação de onda longa, a temperatura em superfície da Terra Tsfc é maior que a emissão da temperatura Te. Assim
onde ΔT representa o efeito estufa atmosférico. Como a temperatura média em superfície da Terra é 288K, o efeito estufa devido à existência da atmosfera é ΔT = 33K.
Se
a Terra poderia estar sujeita a um resfriamento ou aquecimento. Entretanto, em vista das incertezas nos dados (~10Wm-2), este não parece ser o caso. Uma possível exceção é o aquecimento global na superfície associado com os aumentos observados de CO2 e outros gases traços que é geralmente esperado para se tornar noticiável no futuro próximo. Por exemplo, um excesso anual de 1% de fluxo absorvido sobre o fluxo emitido
poderia ser equivalente a um aquecimento em torno de 7K da inteira atmosfera ou um aquecimento de 1°C do topo 25m dos oceanos se o excesso fosse mantido durante o período de um ano. O excesso global na radiação depois de um ano poderia ser
Desde que a área dos oceanos seja
o calor específico da água 4200 JKg-1°C-1 e a densidade da água do mar em torno de 103Kgm-3, um aquecimento médio equivalente a 1°C poderia tirar para uma camada do oceano de
Tal desequilíbrio no sistema climático poderia ser detectável a partir dos recordes de temperaturas globais atmosféricas e oceânicas. Podemos notar que o aquecimento devido a processos geotérmicos pode ser ignorado, pois é estimado da ordem de 0.06Wm-2, ou menor que 0.03% da radiação solar absorvida.
A próxima questão é se a Terra está também em equilíbrio radiativo médio sobre curtos períodos, isto é, sobre o período de um mês ou uma estação. Primeiro consideremos a variação anual da distância Terra-Sol de 0.983AU em janeiro a 1.017AU em Julho. Assumindo que não há variação global do albedo, poderíamos esperar uma diferença na radiação absorvida inversamente proporcional ao quadrado da distância Terra-Sol . Assim poderíamos esperar uma diferença solar de chegada de
entre Janeiro e Julho com um valor em torno de 7% do conjunto disponível de energia radiacional. As variações calculadas e observadas são mostradas na Figura 1.
Figura 1.Variação sazonal do conjunto de radiação solar de chegada como observado por satélites no topo da atmosfera (curva sólida) e da radiação solar calculada assumindo um valor anual médio idealizado do albedo ao longo do ano (curva pontilhada). O valor anual médio da radiação solar de chegada (241Wm-2) foi subtraído. As diferenças entre as duas curvas devem ser devido às diferenças na nebulosidade e na cobertura de neve e gelo, afetando o albedo do sistema Terra-Atmosfera.
As diferenças entre as duas curvas são causadas pelas variações no albedo global. A passagem do Sol duas vezes ao ano sobre os trópicos relativamente escuros durante o tempo dos equinócios está conectada com uma grande absorção de radiação pela Terra. Por outro lado, durante os solstícios mais reflexão da luz do Sol e menos absorção ocorre, pois o Sol então ilumina as calotas polares cobertas de gelo. Os efeitos combinados levam a uma variação semianual no conjunto da curva de radiação. Além disso, há uma assimetria em resposta dos dois hemisférios causada pela grande variação sazonal na área coberta por neve no Hemisfério Norte comparada com as variações relativamente menores no Hemisfério Sul (ver figura 2). Além disso, mudanças na neve e no gelo, na nebulosidade (ver figura 3) e na vegetação também afetarão o albedo planetário. Todavia, a variação da radiação solar incidente no topo da atmosfera é principalmente devido à variação na distância Terra-Sol.
Figura 2.Ciclo anual da cobertura de neve e mar de gelo para o hemisfério Norte, Hemisfério Sul e o globo, baseado nos dados de Kukla e Kukla (1974).
Figura 3. Perfis verticais médios da cobertura de nuvens (em %), DJF, e JJA condições médias baseadas nos dados de Berlyand e Strokina (1980).
Imediatamente, só poderíamos esperar uma compensação através de um forte resfriamento de onda longa da terra em Janeiro do que em Julho para assegurar o equilíbrio radiativo na escala de tempo mensal. Entretanto, dados de satélite mostram que este não é o caso. De fato, o resfriamento infravermelho é mais forte em Julho do que em Janeiro, como ilustrado na Figura 4. Este processo pode ser classificados como um efeito feedback positivo da Terra. Esta razão reside na assimetria de dois hemisférios. A atmosfera do Hemisfério Norte está sujeita a maiores variações sazonais na sua temperatura do que na atmosfera no Hemisfério Sul, pois a maioria dos continentes está localizada no hemisfério Norte. Então, a variação sazonal na temperatura global tende a seguir as estações do norte levando a uma grande perda global de calor em Julho e Janeiro. A nebulosidade também terá uma regra, mas certamente é menos dominante do que a temperatura.
Figura 4. Balanço de radiação no topo da atmosfera para a radiação solar de onda curta, terrestre de onda longa e as componentes do conjunto de radiação como função mensal do ano. São mostradas as saídas dos valores anuais médios.
