““O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”O AQUECIMENTO DA ATMOSFERA”

TEMPERATURATEMPERATURA

• no item anterior tratamos do Balanço de energia: como o calor é transformado e usado

no sistema da Terra-Atmosfera

• Uma mudança no conteúdo de calor na atmosfera pode ter dois resultados: → mudança na temperatura (acontece sempre)→ trabalho de expansão (acontece às vezes)

[ primeira lei da termodinâmica]

“Distribuição e mudanças na Temperatura são resultado dos processos envolvidos no balanço de energia”

1. Introdução

A mudança na temperatura devido a uma adição do calor (aquecimento)

em um objeto (sem trabalho de expansão) depende de dois fatores:

• a massa do objeto m [Kg]

• o calor especifico do objeto C [J/(Kg*K)]

característica da substância: quanto de energia (J) é necessário para elevar em 1K a temperatura de 1Kg desta substancia.

Diferença entre Temperatura e Energia:

Lado esquerdo: mesma temperatura em todos os objetos.

Mas: diferente - quantidade de massa (m);- substancia → Calor especifico (C)

Assim: mudança de T- menor onde a energia é distribuída sobre mais massa- menor onde o objeto possui calor específico maior- maior onde mais energia é absorvida

Diferença de T : propriedade que determina a direção do fluxo de calor em um objeto quando está em contato com outro objeto com

temperatura diferente

Diferenças em Temperatura:determina a direção e o fluxo de calor

•Fluxo de calor vai da alta para baixa temperatura•Alta energia armazenada → Baixa energia reservada

2. Temperatura do ArPrincipal influência na temperatura do ar

(próximo a superfície):

QH - fluxo de calor sensível = energia usada para aumentar temperatura do ar

- é uma resposta ao balanço de energia

- o calor da superfície é misturado em uma camada de 1-2 quilômetros de espessura

acima da superfície (pela turbulência)

- quanto mais espessa a camada de mistura, maior o calor necessário para a

mudança de temperatura

Outras influências para a mudança na temperatura do ar:

• Absorção e emissão de radiação de onda longa

- conversão da radiação em calor (aquecimento) ou de calor para radiação (resfriamento)

- usualmente requer ar bem úmido (alta emissividade)

• Condensação:

- formação de nuvem (ou nevoeiro) libera calor latente - pára o resfriamento, não aquece diretamente

Outras influências para a mudança na temperatura do ar:

• Advecção: -aquecimento/resfriamento devido ao transporte pelo vento

-mudanças na massa de ar associada com a passagem de um frente

-ventos de áreas frias ou quentes

• Mudança na Altitude :- expansão e resfriamento pelo levantamento do ar

- compressão e aquecimento devido ao abaixamento do ar

Influência do Balanço de Radiação na Temperatura do Ar:

• A temperatura da superfície é influenciada por Q*:- QH pode somente aquecer o ar até ao ponto em que está disponível de Q *

• K↓ é o controle primário no Q* (e assim de T):- Influencia sazonal da temperatura pela latitude (através de K↓)

(aquecimento no trópicos, resfriamento nos pólos)

• Tipo de superfície controla Q* via ε e α:

Q* = (K↓ - K↑) + (L↓ - L↑) α ε

• Q* afeta e controla QH:

Q* = QG + QH + QE

3. CONTROLE DA POSIÇÃO GEOGRÁFICA NA TEMPERATURA

Quatro principais fatores (fora a latitude):

O resultado desses controles é a distribuição global e a evolução diurna e sazonal da temperatura.

(i) O aquecimento diferencial entre a terra e a água

(ii) correntes oceânicas(iii) altitude(iv) posição geográfica relativa

Diferenças entre o aquecimento na terra e no oceano

Terra Água Sólido - condução Líquido – convecção aquece uma fina camada da

superfície

Diário: 10 cm

Anual: 15 m

Aquecimento mais rápido para uma temperatura mais alta

Resfriamento mais rápido para uma temperatura mais fria

Turbulência - distribui calor para uma camada de massa maior

Diário: 6 m

Anual: 200-600 m

A superfície resfria lentamente – movimento vertical – água superficial uma vez resfriada afunda e é substituída pela água mais quente

Terra Água Opaco Transparente- Calor absorvido

principalmente pela superfície

- K↓ penetra diversos metros

Calor especifico 3 vezes menor

• Calor especifico 3 vezes maior

Ex.: A mesma quantidade de energia aumentara a T em 15K (terra) e em 5K (água)

A água requer > 3X mais calor para aumentar a T que a mesma quantidade de terra

• Evaporação - menor • Evaporação – maior - processo de resfriamento

EXEMPLO1. Escala local

Compare cidades costeiras e continental uma para mesma latitude

Vancouver (costeira) ~49°N

Winnipeg (continental )

Av: 2° C Jan Av: -18° CAv: 18° C Jul Av: 20° COceano Clima moderado

Não tem oceano para moderar os extremos

Correntes OceânicasImpacto na Temp. nas áreas costeiras

•Corrente quente – se move do equador para o Polo•Corrente fria – se move do Polo para o Equador

Correntes oceânicas quente (fria) – mais impacto no inverno (verão)

• T cai na media 6.5°C/m com a altura [lapse rate] na troposfera livre

• A densidade (ρ) e Pressão (P) também diminuem com a altura

• Altitude também afeta o range de temperaturaRedução da densidade- Atmosfera absorve, reflete uma porção menor de K↓

⇒ Aumenta K↓ recebido na superfície ⇒ Intenso aquecimento diário

- Menor absorção pela atmosfera (L↑, K↓) ⇒ L↓ para a terra é reduzido ⇒ Noite – resfriamento mais rápido

⇒ Maior o range de temperatura para lugares mais elevados ⇒ Os locais elevados não estão tão frios como se esperaria da taxa

média do lapse rate por causa do K↓ maior

Altitude

BARLAVENTO SOTAVENTO

quente e seco

Posição relativa aos ventos predominantes

DISTRIBUIÇÃO GLOBAL DA TEMPERATURA

PADRÃO GERAL: - Tendência N-S : decréscimo da T para os polos (K↓) - Perturbações L-O : mais quente/frio sobre a terra (verao/inverno) correntes oceânicas – quente, fria

Diferença de Temperatura entre Verão e Inverno

EQUADOR : Menos diferença de Temperatura que nas latitudes médiasPOLOS : maior diferença de Temperatura

• Mínimo – Nascer do sol

Ciclo diurno da Temperatura• Máximo - 2- 5 pm

K↓ - Fonte primaria, pico ao meio diaL↑ - Perda primaria, atua 24h ao longo do dia

Noite – atmosfera e superfície resfriam pois emitem L↑- energia que é “perdida” e não sendo substituído por K↓

Mínimo de T – em torno do nascer do sol - logo antes de ↓ começar a aquecer a terra novamente ar⇒

Máximo de T – meio da tarde• Atraso do pico de K↓, mas K↓ é ainda forte ,• e QH aquece o ar acima

⇒ Atraso do Máximo

“Tamanho” do atraso – depende das condições locais. Ex. condições de nuvem, seco/úmido, latitude, ambiente geográfico

Ciclo diurno da Temperatura

SEM nuvens COM nuvensK↓ grande T na superfície alta ⇒ alta T do ar

dia K↓ reduzidoDiminui T do ar

L↑ perde para o espaçomenos L↓T mais fria

noite L↑ absorvido pelas nuvensmais L↓T permanece quente

(a) Localização – próximo ao oceano ou grande massa de água

• pequeno ciclo diurno comparado com o continente• oceanos – pequeno range diurno ar acima idem⇒

Exemplos

(b) Dia claro versos nublado

• Data das estações Astronômica – indica o começo das estações meteorológicas,

mas não indicam o pico.

(assim como o ciclo diário, os máximos são deslocados)

• Efeito da retardação do aquecimento da terra (demora um tempo: uma quantidade grande de massa envolvida)

• Transporte meridional de energia i.e. energia transportada em direção ao pólo

• Quanto o contraste de T se torna grande – as correntes da atmosfera e do oceano "trabalham mais duramente"

para transportar o calor

• Logo após o máximo solar – contraste de T através das latitudes se torna mais pronunciado sobre continentes do que no oceano.

• Atraso – maior nas áreas oceânicas ⇒áreas Continentais - Julho máximo (janeiro HS) ⇒áreas costeiras - Agosto/setembro máximo (fevereiro/março HS)

Temperatura do ar anual

temperatura do solo: Diário e anual• Grandes variações próximo a superfície: depende de Q* e da condutividade de calor do solo e calor especifico

• aumento da profundidade (a partir da superfície), variação decresce

-Em regiões sub-árticas: o solo profundo nunca descongela ( “permafrost”)

-Ciclo diário alcança ~ 20 cm dentro do solo (quase não tem variação de temperatura a profundidades >s)

- Ciclo anual alcança ~ 6 m dentro do solo (quase não tem variação sazonal da temperatura a profundidades >s)

• No solo profundo, o atraso se torna grande:

Grande quantidade de massa envolvida, demorando mais para aquecer camadas mais profundas

• a aproximadamente 10m no solo, o atraso é ~ 6 meses:• max. em Janeiro (julho HS) - min, em Julho (janeiro HS)• diferenças na T muito pequenas: essencialmente não há “estações”