“O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”

Apresentação em tema: "“O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”"— Transcrição da apresentação:

1 “O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”
BALANÇO RADIATIVO

2 1. Introdução Radiação = 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

3 2. Balanço Radiativo Q* = (K↓ - K↑) + (L↓ - L↑) ou Q* = K* + L*
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*

4 Termos individuais e processos: Q
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

5 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.

6 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↓

7 Albedo global

8 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.

9 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.

10 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↑)

11 3. Médias Globais dos termos do balanço de radiação

12 I – Radiação de onda curta
Total Refletido = 30% (= albedo) Total Absorvido = 70%

13 Distribuição global da radiação solar incidente média anual liquida no topo da atmosfera
A figura mostra a média anual de radiação de ondas curtas líquida, tendo em conta as variações geográficas no ângulo zenital solar e o albedo local. Os valores são de ~300 Wm-2 nos trópicos, onde o ângulo zenital solar ao meio dia é relativamente pequeno ao longo do ano. A insolação líquida é maior nas regiões livres de nuvens sobre os oceanos, onde a média anual do albedo local são tão baixos como 0,1 e o menor sobre os desertos onde eles vão tão alto quanto 0.2 a 0,35. A entrada de radiação solar líquida cai abaixo 100 W m-2 nas regiões polares, onde os invernos são escuros e a luz contínua durante o verão é compensada pelo elevado ângulo zenital solar, a nebulosidade generalizada e o alto albedo do gelo da superfície.

14 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.

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

16 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) Atmosfera Superfície 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!)

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

18 4. Distribuição Global

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

20 FIGURE 2.21 FIGURA 2.21 A radiação solar anual média (linha vermelha) absorvida pela terra e pela atmosfera junto com a radiação infravermelha anual média (linha azul) emitida pela terra e pela atmosfera. O AQUECIMENTO DESIGUAL DA SUPERFÍCIE DA TERRA CAUSA DIFERENÇAS NO TEMPO. Fig. 2-21, p.48 20

21 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).

22 5. Variabilidade temporal
Exemplo: Dia claro de verão, 12 de julho de 1999

23 Dia nublado de verão, cobertura de Stratus
O que aconteceria em: Dia nublado de verão, cobertura de Stratus Dia nublado de verão, cobertura de Cumulus Dia nublado de inverno, o que acontece quando neva?

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