MO Cap. 2 — Radiação solar e balanço de energia

1. Radiação solar e terrestre e balanço de energia

O Sol é a principal fonte de energia dos processos da atmosfera. Essa energia chega à Terra na forma de radiação eletromagnética e sofre uma série de interações ao atravessar o ar e ao encontrar a superfície. Este capítulo mostra de onde vem essa energia, como ela se transfere de um ponto a outro, como o Sol e a Terra a emitem em comprimentos de onda diferentes e como ela é distribuída no chamado balanço de energia global.

Fonte: YNOUE, Rita Yuri; REBOITA, Michelle S.; AMBRIZZI, Tércio; SILVA, Gyrlene A. M. da. Meteorologia: noções básicas. São Paulo: Oficina de Textos, 2017. Cap. 2 — Radiação solar e terrestre e balanço de energia.

Edital: Anexo 2-A, Área V (Meteorologia e Oceanografia) — item 16.1 (Radiação solar), base do efeito estufa e do balanço de energia · Anexo 2-B, Área V, item 2 (Ynoue, livro sem lista de capítulos; escopo fixado pelo 2-A).

O percurso começa pelo conceito de energia e suas formas, passa pelos três mecanismos de transferência de calor, chega às leis que governam a emissão de radiação pelo Sol e pela Terra e termina no balanço que explica por que a atmosfera mantém a superfície mais quente do que ela estaria sozinha — o efeito estufa.

2. Energia e suas formas

Energia é a capacidade de um sistema realizar trabalho, ou seja, de causar deslocamento de matéria por meio de uma força. As três formas principais são a energia potencial, a cinética e a radiante — esta última recebe no livro o nome genérico de radiação eletromagnética.

A energia potencial gravitacional depende da posição do objeto no campo de gravidade: quanto mais alto, maior ela é. Uma parcela de ar a 1 km de altura tem mais energia potencial do que outra de mesma massa a 100 m. Já a energia cinética depende do movimento: quanto mais veloz o objeto, maior ela é.

As moléculas e os átomos do ar estão sempre em movimento, em todas as direções e com velocidades diferentes. A soma da energia desses movimentos aleatórios é a energia térmica, e a medida da energia cinética média dessas partículas é a temperatura. Por isso, quanto mais alta a temperatura de um material, mais rápido se movem suas partículas. Energia térmica e cinética são a mesma coisa: o nome muda só com a escala — "cinética" para corpos grandes (macroscópicos), "térmica" para as partículas (microscópicos).

A energia não pode ser criada nem destruída, apenas convertida de uma forma em outra; a energia total de um sistema se conserva. A Fig. 2.1 ilustra isso com uma montanha-russa, na qual a energia potencial do alto vira energia cinética na descida.

2.1 Escalas de temperatura: Celsius e Kelvin

No Brasil usa-se a escala grau Celsius (°C), proposta em 1742 pelo astrônomo sueco Anders Celsius. Ela tem dois pontos de referência medidos à pressão padrão ao nível médio do mar: o congelamento da água pura, que vale 0 °C, e a ebulição, que vale 100 °C.

Em Ciências, porém, usa-se a escala absoluta Kelvin (K), em homenagem ao cientista inglês Lord Kelvin. Ao resfriar uma parcela de ar, as partículas se movem cada vez mais devagar até que, em teoria, parariam à temperatura de −273,15 °C, a mínima possível, chamada zero absoluto, que corresponde a 0 K. A escala Kelvin não tem números negativos, e a conversão é direta:

3. Mecanismos de transferência de energia

A transferência de energia térmica de uma região mais quente para outra mais fria é o que se define como calor. Na atmosfera, essa transferência ocorre por três mecanismos: condução, convecção e radiação.

A convecção é fácil de visualizar numa panela com água: a água do fundo é aquecida por condução, expande-se, fica menos densa e sobe, transferindo calor para a água mais fria de cima. O mesmo acontece no ar: parcelas próximas à superfície, ao serem aquecidas, ficam menos densas que a vizinhança e ascendem, sendo substituídas por ar mais frio (Fig. 2.3).

3.1 A onda eletromagnética e o espectro

A radiação pode ser entendida como um conjunto de ondas que se propagam no espaço. Cada onda oscila em torno de um eixo de equilíbrio e é descrita por dois elementos: o comprimento de onda (λ) — distância entre duas cristas (ou dois cavados) sucessivos — e a amplitude, que corresponde à intensidade ou altura das cristas e cavados.

Toda matéria com temperatura acima de 0 K emite radiação, porque seus átomos vibram. O comprimento de onda emitido depende da temperatura: quanto mais quente o corpo, mais rápido vibram os átomos e menores são os comprimentos de onda emitidos. Ondas de comprimentos diferentes formam o espectro eletromagnético, que vai das ondas de rádio aos raios gama; comprimentos de onda menores carregam mais energia (Fig. 2.5).

4. Radiação solar e terrestre

A principal fonte de energia do sistema Terra-atmosfera é a radiação solar. O Sol emite radiação como um corpo negro: um corpo idealizado que absorve toda a radiação que incide sobre ele, em todos os comprimentos de onda e de qualquer direção, e que reemite a máxima radiação possível. Um corpo negro está em equilíbrio termodinâmico — o fluxo que entra é igual ao que sai — e por isso é um absorvedor e emissor perfeito. Não precisa ser da cor preta: como o Sol e a Terra absorvem e emitem com quase 100% de eficiência, ambos são tratados como corpos negros.

4.1 Lei de Stefan-Boltzmann

Em 1879, Josef Stefan e Ludwig Boltzmann mostraram que todo corpo acima do zero absoluto emite radiação a uma taxa proporcional à quarta potência de sua temperatura absoluta. É a lei de Stefan-Boltzmann:

Nessa expressão, $E$ é a radiação emitida, $T$ é a temperatura absoluta (em K) e $\sigma$ é a constante de Stefan-Boltzmann, igual a $5{,}67 \times 10^{-8}\ \mathrm{W\,m^{-2}\,K^{-1}}$. Como a emissão varia com o comprimento de onda, a distribuição da energia por faixa muda conforme a temperatura do corpo (Fig. 2.6).

4.2 Lei de Wien e as cores de emissão do Sol e da Terra

A lei de deslocamento de Wien, proposta por Wilhelm Wien em 1893, diz que o comprimento de onda em que a emissão é máxima é inversamente proporcional à temperatura absoluta do corpo:

Aqui $\lambda_{\mathrm{max}}$ sai em µm e $T$ entra em K. Quanto mais quente o corpo, menor o comprimento de onda do pico de emissão. O Sol, a cerca de 6.000 K, tem o pico em torno de 0,5 µm, na faixa visível; a Terra, a cerca de 300 K, tem o pico em torno de 10 µm, na faixa do infravermelho.

Por isso, a Terra, mais fria, emite na faixa do infravermelho, entre 5 µm e 25 µm — a radiação de onda longa (ROL). O Sol, mais quente, emite sobretudo em comprimentos menores que 2 µm — a radiação de onda curta (ROC). A radiação solar viaja do Sol ao topo da atmosfera quase sem interferência; a quantidade que incide perpendicularmente no topo é praticamente fixa, a constante solar, igual a 1.367 W m⁻². O quanto chega de fato à superfície depende das estações, do período do dia e da latitude (assunto dos Caps. 3 e 11).

4.3 Equilíbrio radiativo e efeito estufa

Quando a energia emitida por um corpo é igual à que ele absorve, sua temperatura permanece constante: é o equilíbrio radiativo. Tratando a Terra como corpo negro e sem considerar a atmosfera, sua temperatura de equilíbrio seria de 255 K (−18 °C). Mas a temperatura média observada da superfície é de 288 K (15 °C). Essa diferença de mais de 30 K aparece justamente porque a atmosfera não entrou nesse cálculo: ela absorve radiação de alguns comprimentos de onda, mas não de outros — é um absorvedor seletivo.

A Fig. 2.7 mostra em quais faixas os gases óxido nitroso (N₂O), oxigênio (O₂), ozônio (O₃), vapor d'água (H₂O) e dióxido de carbono (CO₂) absorvem radiação. A atmosfera absorve pouco no visível, mas bastante no infravermelho — exatamente a faixa em que a superfície da Terra emite. Ao absorver radiação, um gás se aquece, colide mais com as moléculas vizinhas e reemite infravermelho. Assim, parte da energia que a superfície emitiria para o espaço fica retida na atmosfera, mantendo a temperatura acima do valor de equilíbrio sem atmosfera. Essa retenção da radiação terrestre, principalmente pelo vapor d'água e pelo CO₂, é o efeito estufa.

O nome veio por analogia à estufa de vidro, que deixa a radiação solar entrar mas barra parte do infravermelho de volta — embora, na estufa real, o aquecimento se deva mais à pouca circulação de ar do que ao "aprisionamento" de radiação. O efeito estufa é natural, mas vem sendo agravado pela emissão de gases pela atividade humana (assunto dos Caps. 10 e 13).

Ainda na Fig. 2.7, entre 8 µm e 12 µm há uma região transparente chamada janela atmosférica, por onde a radiação infravermelha escapa — com exceção da banda de 9,6 µm, absorvida pelo ozônio. Já as radiações ultravioleta são absorvidas na estratosfera, principalmente pelo oxigênio e pelo ozônio.

4.4 Espalhamento e albedo

Além de ser absorvida, a radiação solar também pode sofrer espalhamento, responsável pela maior parte da luz que o olho humano percebe e por vários fenômenos óticos do céu. O espalhamento ocorre quando a energia que vinha em linha reta é desviada por moléculas, aerossóis ou nuvens com gotas e cristais de gelo. Ele se divide em reflexão (energia que volta ao hemisfério de origem) e transmissão (energia desviada para o hemisfério de destino).

Dá-se o nome de albedo à razão entre a radiação solar visível refletida por uma superfície e o total que incide sobre ela. O albedo depende da cor, da textura e da umidade da superfície e do ângulo de incidência do Sol: superfícies claras refletem mais (albedo maior); superfícies escuras refletem menos (albedo menor). Quanto mais perpendicular o raio solar, mais a radiação é absorvida e menor o albedo — por isso, ao meio-dia o albedo é menor, e ao amanhecer ou entardecer, quando o Sol incide rasante, o albedo é maior.

5. Balanço de energia global

O tempo e o clima dependem da quantidade e da distribuição da radiação solar que chega à Terra. O balanço de energia compara a energia que entra e a que sai do sistema Terra — aqui definido como superfície terrestre mais atmosfera. Para um clima em equilíbrio, a energia que sai precisa igualar a que entra; se entra menos do que sai, o sistema esfria; se entra mais, aquece. O balanço considera três regiões-limite: o topo da atmosfera, a atmosfera e a superfície.

Ao chegar ao topo, a radiação solar pode ser espalhada ou refletida pelas nuvens e aerossóis, absorvida pela atmosfera, ou transmitida até a superfície, que por sua vez a absorve ou a reflete. A radiação que a superfície absorve é distribuída em calor sensível, calor latente (mudanças de fase da água) e condução de calor no solo; a superfície aquecida também emite radiação.

5.1 As 100 unidades de radiação solar

Imaginando que 100 unidades de energia solar atingem o topo da atmosfera (Fig. 2.8), cerca de 30% voltam ao espaço como radiação de onda curta — o albedo planetário. A atmosfera absorve 19% e a superfície recebe as 51% restantes:

5.2 O balanço na superfície e o papel do efeito estufa

Das 51 unidades que a superfície absorve (Fig. 2.9), 23 são gastas na evaporação da água (viram calor latente) e 7, em condução e convecção, sobrando 21 para serem armazenadas e emitidas como infravermelho. No entanto, a superfície emite 117 unidades — muito mais do que recebe do Sol — porque também recebe radiação infravermelha da atmosfera de dia e de noite. Dessas 117, a atmosfera deixa apenas 6 escaparem pela janela atmosférica.

As outras 111 unidades são absorvidas, sobretudo pelos gases de efeito estufa e pelas nuvens; dessas, 96 são reemitidas de volta para a superfície (o efeito estufa). Assim, a superfície absorve ao todo 147 unidades (51 da radiação solar mais 96 da atmosfera) e emite as mesmas 147, fechando o balanço.

Embora o Sol emita energia quase constante, a temperatura varia ao longo do dia e do ano. O próximo capítulo mostra como os movimentos de rotação e translação da Terra e fatores como latitude, altitude e proximidade de corpos d'água governam essas variações.