E4 Radiação Atmosférica

Tópico

A radiação atmosférica controla o balanço energético da Terra e de sua atmosfera, e esse balanço começa com a radiação solar, a radiação de ondas curtas que chega do Sol com comprimentos de onda entre dois décimos e quatro micrômetros. Antes de atingir a superfície, essa radiação solar encontra diversos obstáculos: o ozônio absorve parcialmente a porção ultravioleta da radiação solar, e o vapor d'água absorve parcialmente sua porção infravermelha próxima. O que não é absorvido pode ser disperso: as moléculas de ar dispersam a radiação solar por meio da dispersão de Rayleigh, que é altamente dependente do comprimento de onda — quanto menor o comprimento de onda da luz, mais intensa a dispersão, e é por isso que o céu parece azul, porque a luz azul, por ter o menor comprimento de onda no espectro visível, é dispersa com mais intensidade pelas moléculas de ar — enquanto os aerossóis dispersam a radiação solar por meio da dispersão de Mie, que depende mais do tamanho de cada partícula. Toda a radiação solar que nenhum desses processos absorve ou permite que atinja a superfície, e que, em vez disso, acaba sendo refletida de volta para o espaço, é o que se conhece como albedo planetário.

A outra metade do balanço energético da Terra é a radiação de ondas longas, com comprimentos de onda muito maiores, entre quatro e cem micrômetros, que a própria Terra e sua atmosfera emitem de volta para o espaço de acordo com a lei de Stefan-Boltzmann: quanto mais quente um corpo, muito mais radiação de ondas longas ele emite, e essa proporção aumenta muito mais rapidamente do que a própria temperatura. Os gases de efeito estufa — vapor de água, dióxido de carbono, ozônio, metano e óxido nitroso — absorvem essa radiação de ondas longas e a reemitem em faixas infravermelhas específicas, e quanto mais gases de efeito estufa houver na atmosfera, maior será a opacidade atmosférica a essa radiação de ondas longas. Essa maior opacidade atmosférica é precisamente o que eleva a temperatura da superfície acima do que seria em um planeta idêntico sem atmosfera.

O forçamento radiativo de qualquer um desses gases de efeito estufa mede precisamente o quanto o fluxo líquido de radiação muda na alta atmosfera quando a concentração desse gás muda: se a concentração de um gás de efeito estufa aumenta, ele absorve e reemite mais radiação de ondas longas, e essa mudança se reflete como um forçamento radiativo que altera o balanço energético da Terra, com o qual esta descrição começa.

Tanto a radiação solar de ondas curtas quanto a radiação de ondas longas emitida pela Terra seguem fundamentalmente a mesma descrição física ao longo de qualquer raio que passe pela atmosfera: a equação de transferência radiativa. De acordo com essa equação, a intensidade da radiação que viaja ao longo desse raio é atenuada pela absorção e dispersão para longe do raio e, ao mesmo tempo, aumentada pela própria emissão da atmosfera e pela dispersão que outros raios desviam em sua direção. O equilíbrio entre esses quatro processos, somados ao longo de todo o percurso do raio, é o que determina quanta radiação finalmente chega a cada ponto.

Resolver essa equação de transferência radiativa com exatidão é muito custoso para ser repetido em todos os pontos de um modelo atmosférico; portanto, suas soluções numéricas aproximadas são, na prática, o núcleo de todos os modelos de radiação usados ​​tanto por modelos numéricos de previsão do tempo quanto por modelos climáticos. Assim, desde a radiação solar incidente até a radiação de ondas longas que a Terra reflete de volta para o espaço, incluindo o forçamento radiativo que os gases de efeito estufa impõem a essa troca, a radiação atmosférica permanece o principal fator determinante do balanço energético da Terra e de sua atmosfera.

ID:2123