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Sistema Climático A atmosfera é um Sistema Termodinâmico caracterizado por: composição, estado termodinâmico e estado mecânico (movimentos). As variáveis.

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1 Sistema Climático A atmosfera é um Sistema Termodinâmico caracterizado por: composição, estado termodinâmico e estado mecânico (movimentos). As variáveis nebulosidade, precipitação e aquecimento adiabático também ajudam a descrever o estado da atmosfera. Estas variáveis interferem no comportamento da atmosfera em larga escala.

2 Sistema Climático A temperatura e a precipitação são os elementos mais tradicionais do clima. Eles representam à base de muitas classificações climáticas. A distribuição espacial desses elementos mostra climas quentes e úmidos em baixas latitudes, quentes e mais secos nos subtrópicos, temperados e úmidos nas latitudes médias, e frios e secos nas latitudes subpolares e polares.

3 Sistema Climático A classificação climática em função da latitude, temperatura e umidade nem sempre representa uma descrição completa dos climas local e regional. É preciso considerar também, o contraste térmico entre a terra e o mar, a influência moderadora dos oceanos e das áreas geladas sobre a temperatura, e outras influências similares.

4 Sistema Climático O clima é modulado por fatores externos e internos. Os fatores externos podem ser agrupados em a) fatores gerais como: radiação solar, esfericidade da Terra, os movimentos de rotação e translação, a existência de continentes e mares; b) fatores regional e local tais como a distância ao mar, topografia, natureza da superfície, cobertura vegetal e proximidade de lagos. Os fatores internos estão relacionados às propriedades intrínsecas da atmosfera tais como a composição, instabilidades e circulação geral.

5 Sistema Climático A atmosfera, como sistema termodinâmico, não pode ser considerada separadamente de sua vizinhança. Embora os sistemas naturais sejam muito diferentes em sua composição, propriedades físicas, estrutura e comportamento, eles são ligados por fluxo de massa, energia e momentum, formando o sistema global chamado Sistema Climático.

6 Sistema Climático O sistema climático é extremamente complexo devido às interações não lineares de seus componentes. Um sistema termodinâmico pode ser definido como uma porção geométrica do universo com limites fixos ou removíveis, os quais contêm matéria, energia ou ambos (Tisza, 1966). O universo total é dividido em duas partes: o sistema e os vizinhos chamados de ambiente.

7 Sistema Climático O estado de um sistema é especificado por um conjunto de propriedades físicas aditiva ou extensiva representadas por diversas variáveis, necessárias para uma descrição do sistema. Estas variáveis são proporcionais ao tamanho do sistema, como volume, a massa dos componentes individuais, a energia interna e a entropia.

8 Sistema Climático Quando um sistema transfere propriedade para outro é dito que ocorreu um processo termodinâmico. Neste caso, é dito que os sistemas são acoplados, pois há intercâmbio de propriedades. Quando não há intercâmbio de propriedades os sistemas não são acoplados.

9 Sistema Climático O estado de um sistema pode ser especificado, também, em termos de propriedades intensivas, as quais são locais em caráter, independentes do tamanho e massa total do sistema e são definidas num dado ponto e num dado instante. As propriedades intensivas podem variar no espaço e tempo e podem definir um campo de temperatura, pressão, força e velocidades..

10 Sistema Climático Sistema Isolado - é o sistema que não troca nenhuma propriedade com sua vizinhança (restrição total). Sistema Fechado - não troca matéria com sua vizinhança (restrição só para matéria). Sistema Aberto - ocorre trocas de matéria e energia (sistemas naturais). Esses sistemas são mantidos por constantes suprimentos e remoções de matéria e energia (ex. atmosfera, oceano e biosfera).

11 Sistema Climático Quando as propriedades não variam no tempo ou são conservadas, classifica-se o sistema como estacionário. Variações podem ocorrer nos sistemas abertos devido à existência de fluxos líquidos através dos limites. Os sistemas abertos podem ser classificados como: em decaimento, cíclico e sistemas flutuando aleatoriamente.

12 Sistema Climático Sistemas Abertos - em decaimentos ou dissipativos consomem suas massas ou energias próprias, ou ambas (ex. escoamento dos rios durante a estação seca). Sistemas Abertos Cíclicos - têm um comportamento oscilatório regular imposto. São sistemas forçados por ciclos diurnos e anuais (ex. brisas marítima e terrestre). Sistemas Abertos Flutuantes Aleatoriamente - trocam de modo irregular com flutuações não previsíveis no tempo e não previsíveis como o seu tamanho (vórtices turbulentos na atmosfera).

13 Sistema Climático Sistemas em Cascatas - é uma cadeia de subsistemas abertos. São dinamicamente ligados por uma cascata de matéria ou energia, de modo que a saída de massa ou energia de um subsistema alimenta o subsistema próximo. Muitos processos observados na natureza podem ser classificados como sistema em cascata, tais como o ciclo hidrológico e o ciclo de entrada de radiação solar. A energia pode ser armazenada em um subsistema, o qual pode atuar como regulador, controlando a energia que entrará no próximo subsistema. O regulador pode também ser externo ao sistema.

14 Componentes do Sistema Climático Atmosfera É uma camada gasosa distribuída quase uniformemente sobre a superfície do planeta com 99% de sua concentração abaixo de 30 Km. A atmosfera é o componente central do sistema climático, mostrando grande variabilidade no espaço e no tempo. A atmosfera pode ser dividida em camadas, diferindo, em função da estabilidade, temperatura e energia. A composição da atmosfera é uniforme em relação às concentrações de nitrogênio, oxigênio e outros gases inertes até a mesosfera.

15 Atmosfera Entre os componentes variáveis, o vapor dágua é predominante na troposfera mais baixa e o ozônio na estratosfera média. O dióxido de carbono é bem misturado abaixo da mesopausa. A composição da atmosfera é mais complicada pela presença de várias substâncias em suspensão, como água sólida e líquida, partículas de poeira, aerossóis de sulfato e poeira vulcânica. A composição desses aerossóis também varia no espaço e no tempo.

16 O tempo de resposta da atmosfera a uma perturbação é muito mais curto do que aquele de algum outro componente do sistema climático. A resposta ou tempo de relaxação de um sistema, é o tempo médio necessário para um sistema voltar ao estado inicial, após uma pequena perturbação aplicada aos seus limites. O tempo de resposta da atmosfera é da ordem de dias a semana devido a sua compressibilidade relativamente grande e, baixo calor específico e densidade.

17 Estas propriedades tornam a atmosfera mais fluida e instável. A troposfera mostra uma circulação geral de larga escala com movimentos turbulentos nas latitudes médias tais como os sistemas de tempo e os movimentos turbulentos, principalmente na Camada Limite Planetária (CLP) e próxima a corrente de jato. Por causa da força de gravidade, a atmosfera é estratificada com camadas mais densas à superfície. Considera-se que a atmosfera esteja no estado de quase equilíbrio hidrostático na vertical.

18 A atmosfera é colocada em movimento primeiramente, através do aquecimento diferencial, pelo sol. Então o estudo do movimento atmosférico é basicamente, um problema de convecção sob a influência da rotação da Terra. Ele é um processo complexo, porque os movimentos da atmosfera são influenciados por muitos fatores ao lado da rotação da Terra, tais como: processos termodinâmicos não homogêneos e condições superficiais mecânicas. Entretanto, quando desconsideramos os detalhes irregulares do escoamento, encontramos uma tendência pronunciada para movimentos organizados na escala global.

19 Historicamente, o primeiro descobrimento importante das inter-relações entre o comportamento da atmosfera numa área do globo e, aquele em outras áreas foi dos antigos navegadores que notaram a existência de um fluxo de ar exclusivo e persistente de leste, no nível do mar em baixas latitudes. O posterior descobrimento das correntes sinuosas de oeste, as quais circulam o globo, fortaleceu o conceito de circulação geral como um fenômeno planetário. A circulação geral da atmosfera é influenciada mais pelas condições de escala global do que pelas variações locais do tempo.

20 Hidrosfera A hidrosfera consiste de toda água na fase líquida distribuída na Terra. Inclui os oceanos, mares interiores, lagos, rios e água subterrânea. Sem dúvida, os oceanos são os mais importantes para os estudos climáticos. Os oceanos cobrem, aproximadamente, 2/3 da superfície do planeta, tal que a maior parte da radiação solar que alcança a Terra é absorvida por eles. Por causa de sua grande massa e calor específico os oceanos constituem um enorme reservatório de energia.

21 Hidrosfera A energia absorvida pelos oceanos resulta numa troca relativamente pequena da temperatura da superfície do mar (TSM), quando comparada às trocas que ocorreriam sobre o solo. Devido a sua inércia térmica os oceanos atuam como abafadores e reguladores de temperatura. Uma vez que os oceanos são mais densos que a atmosfera, eles têm uma inércia mecânica maior e uma estratificação mais pronunciada.

22 Hidrosfera A parte superior do oceano é a mais ativa, com uma camada superficial bem misturada da ordem de 100m. Os oceanos mostram circulações muito mais lentas do que a atmosfera. Eles formam grandes circulações quase horizontais com as correntes oceânicas e lentas sobreposições termohalina (sobreposições devido às variações de densidade associadas com trocas na temperatura e salinidade). Numa escala menor a circulação oceânica também mostra vórtices, mas a turbulência é menos pronunciada que na atmosfera.

23 Hidrosfera A resposta ou tempo de relaxação para os oceanos varia numa faixa de tempo elevado, que se estende de semanas a meses na camada superior misturada, a estações na termoclina (encontrada há várias centenas de metros de profundidade), a centenas ou milhares de anos no oceano profundo. As correntes oceânicas transportam parte do calor estocado nos oceanos das regiões intertropicais, onde existe um excesso de calor devido a maior incidência de radiação solar intensa, em direção as regiões mais frias das latitudes médias e altas.

24 A atmosfera e os oceanos são fortemente acoplados. Interações mar-ar ocorrem em muitas escalas no espaço e no tempo através do intercâmbio de energia, matéria e momentum na interface oceano-atmosfera, como pode ser visto nas modificações de massas de ar, tais como de ar marítimo para continental. O intercâmbio de vapor dágua através da evaporação para a atmosfera supre de vapor dágua e parte da energia para o ciclo hidrológico, conduzindo a condensação, precipitação e runoff.

25 Em outras palavras, a precipitação influencia fortemente a distribuição de salinidade dos oceanos. Existem interações internas na atmosfera e oceanos, principalmente, quando e onde os gradientes de suas propriedades intensivas (temperatura e salinidade) são grandes. Os lagos, rios e águas subterrâneas são elementos essenciais do ramo terrestre do ciclo hidrológico e são fatores importantes no clima global. Eles também influenciam o clima na escala regional ou local. Os rios são fatores importantes na salinidade próxima à costa.

26 Criosfera A Criosfera representa o maior reservatório de água doce da Terra. Entretanto, sua importância para o sistema climático resulta, principalmente, de sua refletividade (albedo) para a radiação solar e sua baixa condutividade térmica. Uma vez que a cobertura de neve continental e o mar de gelo sofrem mudanças sazonalmente, eles conduzem a grandes variações intranual e, às vezes, interanual na contabilidade energética das regiões continentais e da camada superior misturada do oceano. Somando-se as variações sazonais da criosfera, grandes trocas podem ocorrer em períodos de tempo muito longo.

27 Devido à alta refletividade da neve e do gelo para a radiação solar e a baixa difusividade térmica do mar de gelo, comparada àquela da água agitada, os campos de neve e de gelo atuam, nas altas latitudes, como isolantes para a camada subjacente ao solo e água, prevenindo-a da perda de calor para a atmosfera. O forte resfriamento da atmosfera próximo à superfície do solo reduz a convecção e contribui para a ocorrência de um clima local mais frio.

28 A criosfera compreende as grandes massas de neve e gelo da superfície da Terra. Ela inclui os extensos campos de gelo da Groenlândia e Antártica, outras geleiras continentais e campos de neve, mar de gelo e permafrost. O maior capacete de gelo continental varia muito lentamente para influenciar o clima sazonal ou interanual. Entretanto, ele desempenha o papel principal nas mudanças climáticas de escalas de tempo muito longas, até dezenas de milhares de anos, tais como as eras glaciais e interglaciais que ocorreram durante o Pleistoceno.

29 Uma glaciação baixará o nível do mar, possivelmente uns 100m ou mais, afetando então, a forma e os limites dos continentes. Devido as suas grandes massas e solidez, os capacetes de gelo desenvolvem uma dinâmica especial de suas propriedades, com movimentos lentos. Ocasionalmente, capacetes de gelo sobre os oceanos podem se quebrar e formar iceberg. Montanhas de gelo se movem lentamente sob a ação da gravidade, se esparramam ou se dissipam ao longo de séculos, dependendo do acúmulo local de neve e da temperatura.

30 Litosfera Inclui os continentes cuja topografia afete os movimentos do ar, e o solo do oceano. Excluindo a camada superior ativa, na qual a temperatura e conteúdo d`água podem variar em resposta aos fenômenos atmosféricos e oceânicos, a litosfera tem o maior tempo de resposta de todos os componentes do sistema climático nas escalas de tempo consideradas. A litosfera pode estar relacionada ao caráter quase permanente do sistema climático.

31 Existe uma forte interação da litosfera com a atmosfera através da transferência de massa, momentum angular e calor sensível, bem como através da dissipação de energia cinética por atrito na Camada Limite Planetária (CLP). A transferência de massa ocorre principalmente, na forma de vapor dágua, chuva e neve e, em menor quantidade, na forma de partículas e poeira.

32 Vulcões lançam matéria e energia da litosfera para a atmosfera, aumentando assim, a turbidez do ar. O material particulado adicionado, bem como os gases originados do enxofre ejetado, condensa na troposfera formando o que se denomina aerossol. O material incorporado na atmosfera tem um efeito importante no balanço de radiação e, por isso, no clima da Terra. Existe também uma transferência de grande escala de momentum angular entre a litosfera e os oceanos presumivelmente através da ação dos torques entre os oceanos e os continentes.

33 A umidade da camada ativa da litosfera continental tem uma marcada influência no balanço de energia local, afetando a taxa de evaporação, o albedo da superfície e a condutividade do solo.

34 Biosfera Compreende a vegetação terrestre, a fauna continental e a flora e fauna dos oceanos. A vegetação altera a rugosidade e o albedo da superfície, a evaporação, o run-off e a capacidade de campo do solo. Além disso, a biosfera influencia o balanço de dióxido de carbono na atmosfera e oceanos através da fotossíntese e respiração. No geral, a biosfera é sensível a mudanças no clima. As assinaturas dessas trocas, encontradas nos fósseis, anéis de árvores, pólen etc., durante as eras passadas, fornecem informações sobre os paleoclimas da Terra.

35 Variabilidade Climática O clima terrestre tem variado significativamente e continuamente nas escalas do tempo, variando de períodos anuais a geológicos. A variabilidade do clima pode ser representada em dois modos básicos: variações forçadas, que representam as respostas do sistema climático as trocas no forçamento externo e as variações livres, devido às instabilidades e feedbacks, conduzindo a interações não lineares, entre os vários componentes do sistema climático.

36 Variabilidade Climática As mudanças nos fatores externos, que afetam o sistema climático, constituem o que se pode chamar de causas externas das mudanças climáticas. Entretanto, as mudanças que estão relacionadas às interações não lineares, entre os vários processos físicos no sistema interno, são chamadas causas internas. A distinção entre as duas classes de causas nem sempre é clara.

37 Variabilidade Climática As causas externas compreendem as variações nas forçantes astronômicas e terrestres. Os fatores astronômicos influenciam mudanças: na intensidade da radiação solar, nos parâmetros orbitais da Terra (excentricidade da órbita, precessão do eixo e obliqüidade da eclíptica) e na taxa de rotação da Terra.

38 Variabilidade Climática Entre as forçantes terrestres devemos considerar: variações na composição atmosférica (taxa de mistura de CO 2 e ozônio, carregamento de aerossol, etc), devido às erupções vulcânicas e atividade humana; variações na superfície devido ao uso do solo (desmatamento, desertificação etc), e mudanças de longo prazo nos

39 Variabilidade Climática fatores tectônicos, tais como: deriva continental, processos orogênicos, perambulação polar etc. Vários mecanismos de forçantes terrestre e astronômica foram sugeridos, tais como mudanças na saída de radiação solar, a colisão da Terra com matéria interplanetária, mudanças na atividade vulcânica e mudanças no fluxo geotérmico.

40 Variabilidade Climática As causas internas são associadas com vários mecanismos de feedbacks positivos e negativos e outras interações fortes entre a atmosfera, os oceanos e a criosfera. Esses processos podem conduzir a instabilidades ou oscilações do sistema, os quais podem operar independentemente ou introduzir fortes modificações no forçamento externo.

41 Variabilidade Climática As variações diurna e sazonal do clima são relacionadas ao forçamento externo (astronômico). Mas existem variações diárias do tempo, que acontecem independentemente de qualquer troca no forçamento externo.

42 Variabilidade Climática Estas flutuações irregulares com escalas de tempo de vários dias a muitas semanas podem estar relacionadas com a passagem de perturbações atmosféricas migratórias (altas e baixas pressões mostradas nos mapas de tempo) ou com a passagem de um sistema frontal. Eles são considerados sistemas livres, porque resultam de instabilidades baroclínicas internas no escoamento zonal, as quais dependem do valor crítico do gradiente latitudinal de temperatura.

43 Variabilidade Climática Para ilustrar a grande variabilidade temporal da atmosfera a figura a seguir mostra o espectro de variância da temperatura do ar (energia interna) idealizado durante o passado histórico da Terra.

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45 As análises do espectro mostram várias pontas e picos alargados. As pontas são controladas astronomicamente, componentes estritamente periódicos da variação climática, tais como as variações diurna e anual e seus harmônicos. Os picos alargados representam variações que, segundo Michell (1976), são componentes quase periódica ou aperiódica, porém com sua escala de tempo de energização. Muitos desses picos alargados não podem ser diretamente explicados pelas forçantes externas conhecidas. Eles indicam a existência de uma forte variabilidade livre dentro do sistema.

46 O pico de três a sete dias está associado com os distúrbios sinóticos, principalmente nas latitudes médias. A região levemente aumentada do espectro em torno de anos está associada com a pequena era do gelo (Little Ice Age), que começou no início do séc. XVII passado, com rápida expansão das montanhas de gelo na Europa.

47 O pico próximo aos 2500 anos pode estar relacionado ao resfriamento observado após o ótimo climático, em torno de 5000 anos atrás, o qual predominou durante as grandes civilizações antigas. Os próximos três picos estão talvez relacionados às variações astronômicas determinísticas dos parâmetros orbitais da Terra, os quais devem ser responsáveis pelas idades do gelo (Milankovitch, 1941):

48 a) a excentricidade da órbita da Terra com um ciclo em torno de anos, b) a precessão do eixo da Terra com um ciclo em torno de anos, e c) a troca na obliqüidade da eclíptica ou a inclinação do eixo com um período em torno de anos. Finalmente, os picos próximos a 45 e 350 milhões de anos podem estar relacionados às glaciações ocorridas devido aos efeitos orogênicos e tectônicos e a deriva continental, Mitchell (1976).

49 Para um sistema linear as variações extremamente forçadas conduziriam a uma relação simples de causa e efeito: se o forçamento é um processo oscilatório, a resposta do sistema teria exatamente a mesma freqüência. Como temos visto, isso nem sempre ocorre uma vez que o sistema climático interno é intensamente instável e nunca alcança o estado de equilíbrio.

50 A variabilidade climática resulta de interações complexas de variações forçadas e livres, porque o sistema climático é um sistema dissipativo, altamente não linear com muitas fontes de instabilidades. A natureza interativa e freqüentemente não linear das instabilidades e os mecanismos de feedback do sistema climático dificultam muito a interpretação direta de causa e efeito.

51 Processos de feedbacks no sistema climático De particular importância nos sistemas abertos, tais como os componentes do sistema climático, é o feedback (retroalimentação) um conceito freqüentemente usado na engenharia elétrica. Os mecanismos de feedback atuam como controles internos do sistema e resultam de um acoplamento especial ou ajustamento entre dois ou mais subsistemas.

52 Parte da saída retorna ao sistema, tal que o efeito líquido é alterado. Os mecanismos de feedback podem atuar também para amplificar a saída final (feedback positivo) ou para amortecê-la (feedback negativo). É grande o número de mecanismos operando dentro dos vários componentes do sistema climático e entre os subsistemas.

53 Exemplos de feedbacks A refletividade (albedo) para a radiação solar é um fator muito importante no balanço de energia. Os valores elevados do albedo da neve e gelo são fatores dominantes no clima, principalmente nas regiões polares. A extensão de neve e gelo depende largamente da temperatura do ar próximo à superfície.

54 Exemplos de feedbacks Se a temperatura decrescer por alguma razão, a quantidade de neve e gelo aumentará, conduzindo ao aumento do albedo planetário. Então mais radiação solar será refletida e menos energia estará disponível para aquecer a atmosfera e a temperatura do sistema atmosfera neve/gelo decrescerá ainda mais.

55 Suponha que a neve ou a cobertura de gelo decresça em extensão. Por causa do decréscimo do albedo, menos radiação solar será refletida e a temperatura aumentará conduzindo a um decréscimo maior de cobertura de neve e gelo. Estas interações neve/gelo/albedo/temperatura são exemplos de feedbacks positivos.

56 Mudanças na cobertura vegetal também podem causar variações no albedo da superfície, conduzindo a feedbacks locais importantes, tais como exemplificado pela desertificação progressiva (Charney et al, 1977).

57 Outro exemplo de feedback positivo é o efeito estufa/vapor dágua. Um aumento na temperatura da superfície, na ausência de outras mudanças, aumentará a evaporação na superfície da Terra e a quantidade de vapor na atmosfera aumentará. Considerando que o vapor é gás e um forte absorvedor de radiação de onda longa, mais radiação terrestre (onda longa) será aprisionada (impedida),

58 aquecendo a atmosfera mais baixa e conduzindo para um aumento maior de temperatura. Se a temperatura decrescer por outros motivos (feedback albedo/gelo) a quantidade de vapor dágua decrescerá e o efeito estufa tornar-se-á menos efetivo.

59 Outro modo de expressar os mecanismos de feedback é ter em mente que o tempo médio de umidade relativa, numa altitude particular, tende a permanecer quase constante dentro de uma faixa relativamente grande de temperaturas na baixa atmosfera. Entretanto, enquanto a umidade relativa permanece praticamente a mesma, a umidade absoluta aumenta rapidamente com a temperatura.

60 Um aumento de temperatura, com umidade relativa constante, aumentará a quantidade de vapor dágua no ar, conduzindo a um aumento maior de temperatura, devido à absorção de radiação de onda longa (terrestre). O nome efeito estufa/vapor dágua é atualmente uma designação incorreta, uma vez que o aquecimento na estufa ocorre devido à ausência de convecção, enquanto no caso do vapor dágua, o aquecimento ocorre devido à retenção de radiação infravermelha na atmosfera.

61 Como exemplo de feedback interno negativo, podemos considerar a temperatura/radiação de onda longa acoplada a atmosfera. Se a temperatura aumentar, a atmosfera perderá mais radiação de onda longa para o espaço, reduzindo, então a temperatura e atenuando a perturbação inicial.

62 Às vezes, a interação nebulosidade/temperatura é considerada como um exemplo de um sistema de feedback simples. Entretanto, as nuvens podem conduzir a muitos processos de feedbacks diferentes, porque elas são excelentes absorvedores de radiação infravermelha e refletores efetivos de radiação solar. Esses dois efeitos opostos tornam as nuvens um essencial, mas muito complexo fator modulador no balanço de radiação da Terra.

63 A quantidade de radiação infravermelha emitida para o espaço depende da temperatura do topo da nuvem mais fria e é, geralmente, mais baixa do que a quantidade de radiação emitida pela atmosfera clara e mais aquecida e pela superfície da Terra mais aquecida.

64 Então, a quantidade líquida de radiação terrestre que escapa para o espaço é reduzida pela presença de nuvens, aumentando o efeito estufa/vapor dágua. A alta refletividade para a radiação solar predomina nas nuvens baixas e médias, conduzindo ao resfriamento com o aumento de nebulosidade, enquanto as nuvens mais altas são mais transparentes para a radiação de onda curta do que para a

65 radiação de onda longa, reforçando o efeito estufa. O resultado final dos possíveis feedbacks das nuvens é de difícil previsão, porque eles dependem não somente das trocas na quantidade, mas também das trocas de gênero de nuvens, alturas, conteúdos de água líquida e congelada, e tamanhos das partículas (Ramanathan et all, 1989 e Cess et al., 1989).

66 A complexidade extrema das múltiplas interações de feedback no sistema climático, também se faz presente no caso de intercâmbio mar-ar. Nesse caso, as anomalias de temperatura da superfície do mar (TSM) tendem a afetar fortemente a estrutura térmica da atmosfera mais baixa e, eventualmente, através da circulação geral da atmosfera,

67 afetam o stress do vento. Estas anomalias do stress do vento formam o mecanismo de feedback de volta aos oceanos que, por sua vez, modifica as anomalias de temperatura da superfície do mar (TSM), fechando o ciclo.

68 Existem na natureza muitos processos de feedbacks positivos e negativos. Entretanto, deve ser notado que um feedback positivo não pode prosseguir indefinidamente, porque ele conduziria a situações de descontrole que não são observadas na Terra, mas podem ter acontecido no caso de Vênus. Todavia, uma compensação de feedback positivo e

69 negativo deve prevalecer na média. Existem evidências geológicas (Crowley, 1983) de mudanças catastróficas no estado do clima (no final do Cretáceo e durante as rápidas glaciações do Pleistoceno), que envolveram alguns processos descontrolados com trocas para um estado climático diferente.

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