A Atmosfera e o Oceano: Radiação recebida pelo sistema Terra

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A Atmosfera e o Oceano: Radiação recebida pelo sistema Terra
 A Atmosfera e o Oceano: Radiação recebida pelo sistema
Terra-Atmosfera. Sistema global de ventos. Transporte de calor
pela atmosfera.
As águas do oceano estão em contínuo movimento. Este movimento varia desde
correntes poderosas como a Corrente do Golfo até vórtices de mesoescala
(eddies) e pequenos redemoinhos (swirls).
O que é que provoca este movimento?
A resposta curta é: energia do Sol e a rotação da Terra.
O sol provoca circulação oceânica através da circulação da atmosfera, ou seja,
dos ventos. Energia é transferida do vento para as camadas superiores do oceano
através de atrito que o vento provoca na superfície do oceano.
O sol também provoca circulação oceânica porque ele causa variações na
temperatura e salinidade da água do mar, as quais por sua vez controlam a
densidade. Mudanças na temperatura são causadas por fluxos de calor através da
interface oceano-atmosfera. Mudanças na salinidade são provocadas por adição
ou remoção de água doce através da evaporação e precipitaçãoe, nas regiões
polares, pelo congelamento e fusão do gelo. Todos estes fenómenos estão directa
ou indirectamente ligados à radiação solar. Se a superfície do oceano fica mais
densa do que a água abaixo desta, a situação é instável e a água superficial mais
densa mergulha. A circulação vertical controlada pela densidade que resulta dum
arrefecimento e/ou aumento da salinidade – i. e. mudanças no conteúdo de calor
e/ou sal – é chamada Circulação Termohalina. A circulação termohalina de grande
escala dos oceanos será abordada mais tarde.
 Efeito da Rotação da Terra na circulação oceânica
Consideremos um míssil posicionado no Equador e que é disparado para Norte.
Antes de ser disparado o míssil tem um movimento para leste devido à rotação da
Terra. Quando é lançado, o míssil desloca-se para norte à velocidade do disparo
mas também para leste à velocidade de rotação da Terra.
À medida que o míssil se desloca para norte, a Terra desloca-se para leste
debaixo dele. Inicialmente, como o míssil tem a mesma velocidade para leste da
superfície da Terra, o míssil parece deslocar-se em linha recta. No entanto, a
velocidade leste à superfície da Terra é maior no Equador, decrescendo em
direcção aos pólos. Assim, à medida que o míssil se desloca para norte, a
velocidade da Terra por debaixo dele é cada vez menor. Como resultado disto,
em relação à Terra, o míssil não se move apenas para norte, mas também para
leste a um ritmo cada vez maior.
Esta deflexão aparente de objectos que se movem à superfície da Terra sem
estarem friccionalmente ligados a ela – sejam mísseis, porções de água ou de ar –
é explicada em termos de uma força aparente denominada Força de Coriolis (em
homenagem ao engenheiro francês Gustave-Gaspard Coriolis).
A rotação da Terra em torno do seu eixo causa deflecção de correntes, ventos e
projécteis independentemente da sua direcção inicial.
pólos;
- A força de Coriolis aumenta desde Zero no equador até um máximo nos
- a força de Coriolis actua em ângulos rectos em relação à direcção do
movimento. No hemisfério norte causa deflexão do movimento para a direita;
hemisfério sul deflecte o movimento para a esquerda.
Quando se calcula a trajectória de um míssil tem de se considerar a força de
Coriolis. No entanto como a velocidade do míssil é elevada, a distância que a
Terra se deslocou debaixo dele durante a sua curta trajectória (curta em termos
de tempo) é relativamente pequena e a força de Coriolis tem um efeito
relativamente pequeno na trajectória do míssil.
Os ventos e as correntes no entanto têm velocidades baixas, sendo portanto
afectados significativamente pela força de Coriolis.
Exemplo:
Uma corrente com velocidade de 0,5m.s-1 (cerca de 1 nó, 1 milha
marítima/hora) a cerca de 45º de latitude. Esta corrente numa hora desloca-se
portanto cerca de 1800m. Durante essa hora, a força de Coriolis deflectirá esta
corrente de cerca de 300m (para a direita no hemisfério norte, para a esquerda
no hemisfério sul) assumindo que não existem outras forças que se oponham a
isso.
NOTA: Como qualquer outra força, a força de Coriolis tem de ser
contrabalançada por uma igual e de sinal contrário para o movimento não sofrer
aceleração. Por esta razão, podemos estudar e calcular correntes nas quais
forças horizontais resultantes de gradientes de pressão são contrabalançadas
pela força de Coriolis. Estas correntes são denominadas Correntes Geostróficas.
 Balanço de radiação do sistema Terra-atmosfera
A média diária da radiação solar que atinge a Terra decresce do Equador para os
pólos pois latitudes baixas recebem relativamente grandes quantidades de
radiação durante todo o ano, enquanto que nas latitudes altas o aumento
progressivo da inclinação dos raios solares combinado com longos períodos de
noite no inverno resulta em médias de radiação baixas.
A Terra não só recebe energia do sol (radiação de comprimento de onda curto)
mas também re-emite radiação de comprimento de onda maior. A maior parte
desta radiação de comprimento de onda elevado emitida pela Terra é absorvida
pela atmosfera particularmente pelo dióxido de carbono, vapor de água e gotas
de água nas nuvens. Assim, a atmosfera é aquecida de baixo e ela própria reemite radiação de comprimento de onda grande para o espaço. Isto acontece na
parte superior da cobertura nebulosa, onde as temperaturas são
surpreendentemente semelhantes a todas as latitudes. A intensidade de radiação
emitida para o espaço não varia assim significativamente com as latitudes.
Há um ganho líquido de energia nas latitudes baixas e uma perda líquida de
energia nas latitudes altas.
A mudança do ganho líquido de energia para a perda de energia verifica-se à
volta dos 38º latitude. O saldo da radiação do sistema Terra-atmosfera como um
todo tem de ser neutro pois o sistema não pode continuamente ganhar mais
energia do que aquela que perde (ou o contrário).
Apesar do balanço positivo de radiação a baixas latitudes e o negativo a altas
latitudes, não há evidências de que as regiões a baixas latitudes estejam
gradualmente a aquecer ou que as regiões a altas latitudes estejam a arrefecer.
Assim sendo, tem de haver uma transferência de calor entre as baixas e as altas
latitudes, e isto é feito através de sistemas de ventos na atmosfera e sistemas
de correntes no oceano.
Julga-se que o oceano contribui mais para esta redistribuição de energia nos
trópicos e que a atmosfera tem uma contribuição maior nas latitudes elevadas.
Considerando o Hemisfério Norte, a atmosfera é responsável por um transporte
de calor do Equador para os pólos de cerca de 1,5x mais calor do que o oceano. A
norte de 56ºN , o oceano transporta calor de norte para sul. Na zona equatorial,
abaixo dos 5ºN, também há transporte de calor para sul por parte do oceano.
Nesta região, o transporte de calor para sul, através do equador, pelo oceano é
maior do que o transporte de calor para norte pela atmosfera, resultando que há
um transporte líquido de calor do hemisfério norte para o hemisfério sul.
Os sistemas de ventos redistribuem calor parcialmente pela advecção de massas
de ar quente para as regiões mais frias (e vice-versa) e parcialmente pela
transferência de calor latente que é armazenado quando a água é convertida em
vapor de água e libertado quando o vapor de água condensa num ambiente mais
frio. As tempestades tropicais – ciclones e tornados – também transportam
quantidades significativas de calor para longe dos oceanos tropicais sob a forma
de calor latente.
SISTEMA GLOBAL DE VENTOS
A atmosfera e o oceano formam um sistema no qual o que se passa num afecta o
outro. Assim para se compreender o que se passa no oceano temos de considerar
a circulação de grande escala da atmosfera bem como os fenómenos de escala
menor que caracteriza a atmosfera húmida por cima dos oceanos.
Se a Terra fosse completamente coberta de água o sistema global de ventos
seria o da figura abaixo. A existência de massas de terra afecta
significativamente esta distribuição hipotética.
Na baixa atmosfera a pressão é baixa ao longo do equador e o ar aí converge e
sobe. Cerca dos 30ºN e S o ar desce e a pressão atmosférica à superfície da
terra é elevada. Há portanto um gradiente de pressão das pressões altas
subtropicais para as baixas equatoriais. Como o vento sopra das altas para as
baixas pressões, resulta que se formam ventos que sopram em direcção ao
equador – são os chamados Ventos Alísios (Trade Winds).
Devido à Força de Coriolis os Alísios de Norte sopram na verdade de nordeste
para sudoeste e os Alísios de Sul sopram de sudeste para noroeste. Os ventos
alísios são pois denominados Alísios de Nordeste e Alísios de Sudeste (alísios do
hemisfério norte e sul respectivamente).
IMPORTANTE:
Em meteorologia identificam-se os ventos pelo sítio donde
sopram – Alísios de Nordeste sopram de Nordeste.
Em oceanografia, as correntes identificam-se segundo o
sentido para onde fluírem. Assim uma corrente sudoeste
significa que a corrente corre para sudoeste.
Os ventos alísios formam uma parte da circulação atmosférica denominada
Circulação de Hadley ou Células de Hadley. Estritamente falando, o termo Célula
de Hadley refere-se apenas à componente Norte-Sul da circulação. Dado que o
vento é deflectido pela força de Coriolis, a circulação em 3 dimensões verifica-se
segundo um trajecto em espiral.
A distribuição dos oceanos e continentes influencia a posição da zona onde os
Alísios dos dois hemisférios convergem. Esta zona de convergência – Zona de
Convergência Intertropical ou ITCZ – está normalmente associada à zona com
maior temperatura à superfície. Como as massas continentais aquecem mais
rapidamente do que o oceano no Verão e arrefecem também mais rapidamente no
Inverno, a ITCZ é deslocada para sul em cima da terra no verão do hemisfério
sul e para norte em cima da terra no verão do hemisfério norte.
As maiores alterações sazonais ocorrem na região das massas de terra da
Eurásia. No inverno norte a direcção dos ventos é para fora da massa de terra da
Eurásia. No verão os ventos invertem de sentido e sopram em geral em direcção a
terra. Isto deve-se à capacidade térmica da terra ser menor do que a dos
oceanos e portanto os continentes aquecem e arrefecem mais rapidamente do
que os oceanos – assim os continentes são mais frios do que o oceano no inverno e
mais quentes no verão. No inverno o ar acima da Eurásia arrefece, aumenta de
densidade e desce desenvolvendo-se uma área de altas pressões. O vento sopra
para fora destas regiões para áreas de pressão mais baixa. No verão a situação
inverte-se – o ar por cima da terra na região da Eurásia aquece, fica menos denso
e sobe, criando-se uma zona de baixas pressões. O vento, no verão sopra pois do
oceano para terra. As regiões oceânicas mais afectadas por estas alterações
sazonais são o Oceano Índico e o Pacífico Oeste Tropical. Os ventos que
sazonalmente invertem a direcção donde sopram designam-se de Monções.
TRANSPORTE DE CALOR PARA OS PÓLOS PELA ATMOSFERA
O ar movendo-se em direcção ao Equador perto da superfície da Terra retira
calor dos oceanos e dos continentes e quando, em regiões de baixas pressões
como o Equador, ele sobe e se desloca em seguida para os pólos, também há um
transporte de calor para os pólos. Assim, qualquer mecanismo que transfira calor
da superfície da Terra para a atmosfera, contribui para o transporte de calor
para os pólos. O exemplo mais espectacular de transferência é a geração de
ciclones tropicais.
As células de Hadley, das quais os ventos Alísios são a expressão à superfície
podem ser consideradas como células de convecção, no topo das quais o calor é
transportado em direcção aos pólos. Nas latitudes elevadas, a situação não é
imediata.
 Circulação de grande escala nas latitudes médias
Nas regiões sub-tropicais de altas pressões e sub-polares de baixas pressões a
explicação para a criação e manutenção das diferenças de pressão não pode ser
descrita para as zonas equatoriais e tropicais (aquecimento e arrefecimento
desigual dos oceanos e continentes) que também é o que se verifica nas regiões
polares (aqui com a criação de uma região de altas pressões). De qualquer
maneira, os centros de altas e baixas pressões das latitudes médias são uma
manifestação da necessidade de o calor se deslocar para os pólos para compensar
o imbalanço de radiação entre as baixas e as altas latitudes. Se, a longo prazo,
nenhuma zona a qualquer latitude aumentará de temperatura, o calor tem de ser
transportado em direcção aos pólos a todas as latitudes.
A força de Coriolis aumenta com a latitude desde zero no Equador até um
máximo nos pólos. A latitudes baixas os ventos são assim deflectidos
relativamente pouco e formam as células de Hadley que têm uma distribuição
predominantemente norte-sul. Nas latitudes maiores, o grau de deflexão é muito
maior e verifica-se a formação de vórtices atmosféricos. Estes são as
depressões e os anticiclones familiares nas regiões temperadas. A sua circulação
predominantemente quase-horizontal contrasta com a circulação quase-vertical
das células de Hadley.
A circulação à volta de centros de baixa pressão é chamada ciclone ou depressão
ou baixa. A circulação à vota de centros de alta pressão é chamada de
anticiclone.
Os ciclones têm uma circulação retrógrada – ao contrário dos ponteiros do
relógio – no hemisfério norte e segundo o sentido dos ponteiros do relógio no
hemisfério sul.
Os anticiclones têm uma circulação inversa dos ciclones.
Verticalmente, tanto os ciclones como os anticiclones transportam ar na vertical
segundo uma trajectória espiral. Os ciclones – centros de baixa pressão –
deslocam o ar de baixo para cima e os anticiclones deslocam o ar de cima para
baixo.
Massas de ar em movimento misturam-se com massas de ar adjacente e calor é
trocado entre elas. Por exemplo, o ar movendo-se para norte no hemisfério norte
através dum ciclone ou anticiclone transporta ar relativamente quente em
direcção ao pólo norte. O ar que se desloca em direcção ao Equador é ar que foi
arrefecido.
Os ciclones e anticiclones das latitudes médias coexistem numa zona subpolar de
baixas pressões. A norte desta zona (considerando o hemisfério norte) o vento
sopra a partir da zona polar de altas pressões para esta região, e os ventos,
devido ao efeito de Coriolis sopram predominantemente de este-nordeste –
“Easterlies”. A sul da zona sub-polar de baixas, os ventos sopram a partir da zona
sub-tropical de altas, soprando predominantemente de oeste-sudoeste – são os
“Westerlies”.
Entre os quentes ventos de oeste e os frios ventos polares de este, há uma
fronteira mais ou menos permanente denominada Frente Polar. Ondulações na
frente polar podem desenvolver depressões. Estas depressões (cujo centro
contém ar quente) transportam também calor para os pólos. O caminho que as
depressões e os anticiclones de latitudes médias tomam, é determinado pelo Jet
Stream. O Jet Stream é uma corrente de ar de grande velocidade que se desloca
a grande altitude à volta da Terra ao longo do limite polar dos westerlies. O Jet
Stream é caracterizado por grandes ondulações, tipicamente 3 – 6.
 Convecção Vertical na Atmosfera
Os processos que ocorrem na interface oceano-atmosfera são significativamente
afectados pelo grau de convecção turbulenta que ocorre na atmosfera
imediatamente acima da superfície do mar. Isto depende, por sua vez, do grau de
estabilidade do ar, ou seja, da medida em que o ar uma vez deslocado para cima
tende a continuar a ascender na atmosfera.
A
l
t
Instável
Estável
i
t
A
u
d
e
Densidade (a)
Densidade (b)
Na situação (a) a densidade aumenta com a altitude – o ar das altitudes
superiores tende a descer e o ar das camadas mais baixas, que é menos denso,
tende a subir. A situação (a) é Instável.
Na situação (b) a densidade diminui com a altitude – uma porção de ar na posição
(A) que seja deslocada para cima será mais densa do que o ar à sua volta e
descerá para a sua posição inicial – a coluna de ar da situação (b) é Estável.
A densidade do ar depende da sua pressão e temperatura. Também depende da
quantidade de vapor de água que contém. O vapor de água é menos denso do que o
ar mas na prática, o vapor de água tem um efeito reduzido sobre a densidade.
Assim, a variação de densidade, na coluna de ar, com a altitude é determinada
pela variação da temperatura com a altitude.
Esta situação é no entanto complicada por dois factores:
 o 1º é que o ar, como qualquer fluído, é compressível. Quando um fluído
é comprimido, a energia interna, que possui em virtude do movimento
dos seus átomos, o qual determina a sua temperatura, aumenta. Da
mesma maneira, quando um fluído se expande, a sua energia interna
diminui. Assim quando um fluído é comprimido, a sua temperatura
aumenta, e arrefece quando se expande. Se estas mudanças de
temperatura ocorrem sem trocas de calor com a sua vizinhança são
denominadas Adiabáticas. Quando o ar sobe sofre a influência da
diminuição da pressão atmosférica e expande-se tornando-se menos
denso. Ao mesmo tempo sofre uma diminuição adiabática de
temperatura que tende a aumentar a sua densidade. O ar acima da
superfície do oceano pode deslocar-se para cima em movimentos
caóticos originando vórtices (eddies) turbulentos. Se ele continua a
subir ou não, vai depender da importância relativa de dois efeitos:
- se diminuição adiabática da temperatura duma parcela
ascendente de ar for menor do que a diminuição da temperatura com a
altitude na atmosfera, esta porção de ar será mais quente do que o ar à
sua volta e continuará a subir. A situação será instável e leva a uma
convecção vertical (para cima) de ar;
- se o arrefecimento adiabático da porção de ar ascendente
for suficiente para reduzir a sua temperatura a valores inferiores aos
do ar circundante, a porção de ar descerá para a sua posição inicial e a
situação é estável.
 o 2º factor que afecta a densidade da coluna de ar é o efeito do vapor
de água, não devido à sua menor densidade, que pode ser desprezada,
mas por causa do Calor Latente que contém. A taxa com que o ar
arrefece adiabaticamente na atmosfera é constante e igual a
9,8ºC/Km. Sobre os oceanos o ar no entanto nunca é seco e portanto
este valor não se aplica.
Se o ar ascendente está saturado de vapor de água – ou se fica saturado em
resultado do arrefecimento adiabático – a ascensão continuada e o
arrefecimento adiabático associado provocam a condensação do vapor de água
nas partículas atmosféricas tais como sal ou partículas de poeira, formando gotas
de água. A condensação liberta calor latente de evaporação que parcialmente
contraria o arrefecimento adiabático. Assim a taxa com que ar contendo vapor
de água arrefece quando sobe na atmosfera é menos do que a taxa de
arrefecimento com a altitude do ar seco.
Sobre a maior parte dos oceanos, especialmente no Inverno, a variação da
temperatura com a altitude, na atmosfera, e o conteúdo de vapor de água no ar
são tais que a situação é instável. O ar sobe e existe uma convecção. Esta
convecção é amplificada pela turbulência resultante de ventos fortes que sopram
à superfície do oceano. Quando a turbulência é causa mais efectiva do movimento
ascendente do ar (mais do que as forças que causam instabilidade) a convecção
diz-se forçada. As nuvens Cumulus características das regiões oceânicas na zona
dos ventos Alísios são resultantes da convecção forçada. Nesta região existe no
entanto uma subsidiência de ar quente que desce de altitudes mais elevadas
registando-se uma inversão da temperatura na coluna de ar, ou seja, a partir de
determinada altitude o ar aumenta de temperatura com a altitude. O ar
ascendente no encontrar uma inversão de temperatura já não é mais quente do
que o ar à sua volta e não ascende mais. Este ar quente constitui um “tecto” para
a convecção vertical e delimita a zona onde as nuvens Cumulus se situam. Na
ITCZ existe uma convecção extremamente vigorosa de ar húmido formando-se
nuvens Cumulonimbus (em forma de torre) que permitem distinguir facilmente a
ITCZ em imagens de satélite. A convecção na ITCZ extende-se até muito mais
alto do que a associada à formação de cumulus e é a maneira principal pela qual o
calor é distribuído na troposfera nas baixas latitudes.

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