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TÓPI

CO

Licenciatura em ciências · USP/ Univesp

2.1 Introdução2.2 Energia e suas formas2.3 Mecanismos de transferência de energia

2.3.1 A radiação solar e terrestre2.4 Balanço de energia global

Met

eoro

logi

a

Rita Yuri Ynoue, Michelle S. Reboita, Tércio Ambrizzi, Gyrlene A. M. da Silva e Nathalie T. Boiaski

RAdIAçãO SOlAR E TERRESTRE E O BAlANçO

dE ENERGIA GlOBAl2

13

Meteorologia AMBIENTE NA TERRA

licenciatura em Ciências · USP/Univesp

2.1 IntroduçãoO Sol é a principal fonte de energia para os processos atmosféricos. Neste tópico, veremos

que a energia do Sol chega à Terra na forma de radiação eletromagnética e estudaremos os

vários processos que ocorrem com essa radiação no momento em que ela interage com a

atmosfera e com a superfície terrestre. Esses processos são importantes para explicar alguns

fenômenos óticos que ocorrem na atmosfera, o efeito estufa, o balanço de energia global, e para

entender os conceitos básicos das mudanças climáticas, entre outros.

2.2 Energia e suas formasEnergia é, por definição, a capacidade de realizar um trabalho ou executar uma ação. O

trabalho é realizado ao se deslocar matéria. Há várias formas de energia, sendo as principais a

cinética, a potencial e a radiante.

A energia potencial gravitacional é relativa à posição de um objeto no campo gravitacional

terrestre e sua capacidade para realizar um trabalho mecânico. Por exemplo, uma parcela de ar

que está a 1 km de altura tem energia potencial gravitacional maior do que uma parcela de

ar de mesma massa que está a 100 m de altura, pois a primeira tem capacidade de “afundar” e

aquecer por uma altura maior que a segunda.

A energia cinética é relativa ao movimento de um objeto e sua capacidade para realizar um

trabalho mecânico. Assim, quanto maior a velocidade de um objeto de massa constante, maior será

sua energia cinética. As moléculas e átomos que compõem o ar, por exemplo, estão em constante

movimento, em todas as direções e com diferentes velocidades. A energia total das partículas que

compõem uma parcela de ar devido a esses movimentos aleatórios é chamada de energia térmica.

A medida da energia cinética média desses átomos e moléculas é definida como temperatura.

Partículas que se movem mais rápido têm maior energia cinética, ou seja, quanto maior a tempe-

ratura de um material, mais rápido se movem as partículas. Energia térmica é, no fundo, energia

cinética, entretanto, a distinção de nomenclatura deve-se à escala dos objetos em estudo: a energia

cinética está associada aos corpos macroscópicos e a energia térmica, aos microscópicos.

14

TÓPICO 2 Radiação solar e terrestre e o balanço de energia global


A energia não pode ser criada ou destruída, mas pode ser transformada, ou seja, pode haver

conversão entre suas diversas formas, como ilustrado na Figura 2.1. Assim, a energia total de

um sistema é conservada.

No Brasil, costumamos usar a escala de temperatura Celsius, denominada em homenagem

ao astrônomo sueco Anders Celsius (1701–1744), que foi o primeiro a propô-la em 1742. A

escala de temperatura Celsius possui dois pontos importantes: o ponto de congelamento da

água pura, que corresponde ao valor zero; e o ponto de ebulição, que corresponde ao valor

100, observados a uma pressão atmosférica padrão ao NMM, também chamada de pressão

normal. Entretanto, em Ciências, utilizamos a escala de temperatura absoluta Kelvin, denomi-

nada em homenagem ao cientista inglês Lord Kelvin (1824–1907). Conforme descrito ante-

riormente, as partículas de uma parcela de ar em nossa atmosfera têm movimentos aleatórios,

deslocando-se com diferentes velocidades. Se resfriarmos essa parcela de ar, as velocidades das

partículas irão diminuir até que, em teoria, elas parem de se movimentar, quando atingem a

temperatura de -273,15 °C, a mínima temperatura possível. Essa temperatura é denominada

de zero absoluto ou ponto de partida da escala absoluta Kelvin: 0 K. Essa escala não contém

números negativos e a conversão de escalas é:

2.1

Figura 2.1: Conversão de energia potencial em energia cinética.

K = °C + 273,15

15



2.3 Mecanismos de transferência de energia A transferência de energia térmica de uma região de temperaturas

maiores para outra de temperaturas menores é definida como calor.

Na atmosfera, a energia térmica pode ser transferida por meio de

radiação, condução ou convecção, conforme ilustrado na Figura 2.2.

Na condução, a energia é transferida de partícula a partícula,

mais facilmente observável em sólidos e líquidos, pois as partículas

estão mais próximas umas das outras. O ar é uma mistura de gases,

no qual as partículas estão mais separadas, ou seja, é um fraco

condutor de energia térmica. Na atmosfera, a condução ocorre

somente muito próximo à superfície.

A convecção, por outro lado, é um processo de transferência

de energia térmica muito importante na atmosfera. A convecção

ocorre principalmente em líquidos e gases, havendo movimento de material aquecido de um

lugar para outro. É possível pensar no processo de convecção que ocorre em uma panela com

água. A água no fundo da panela é aquecida por condução, expandindo e ficando com menor

densidade que a água ao seu redor. Com densidade menor, ela é forçada a subir. Ao subir,

transfere calor para a água mais fria acima, resfriando-se também. Processo semelhante ocorre

na atmosfera, em que parcelas de ar próximo à superfície, quando aquecidas, tornam-se menos

densas que as parcelas ao seu redor e ascendem ou sobem (Figura 2.3). Ao ascender, o ar se

expande e resfria. Se a parcela ficar com temperatura menor que o ar ao seu redor, ela fica mais

densa e descende. Ao descer, ela se aquece por compressão.

Figura 2.2: Diferentes mecanismos de transferência de calor.

Figura 2.3: Convecção de uma parcela de ar.

16



A radiação é a transferência de energia térmica por ondas eletromagnéticas. Essa forma de

transferência não necessita de matéria para ser realizada: no vácuo, a onda eletromagnética se

propaga a uma velocidade de aproximadamente 300.000 km.s-1, a velocidade da luz.

A radiação eletromagnética pode ser vista como um conjunto de várias ondas propagando-se

no espaço à velocidade da luz. Uma onda oscila em torno de um eixo de equilíbrio e pode ser

descrita por seu comprimento e amplitude, como mostrado na Figura 2.4. Os pontos de maiores

distâncias acima do eixo são chamados de cristas e os pontos de menores distâncias abaixo do

eixo são chamados de cavados. O comprimento de onda (λ) é a distância entre cristas ou cavados

sucessivos e a amplitude da onda equivale à intensidade de cristas e cavados, ou oscilação em torno

do eixo. O intervalo entre todos os comprimentos de onda possíveis e a radiação eletromagnética

é definido como espectro eletromagnético.

Toda matéria que tem temperatura acima de 0 K emite radiação devido à vibração

dos elétrons que a compõem. Assim, os comprimentos de onda das radiações que cada

objeto emite dependem basicamente de sua temperatura. Quanto maior sua temperatura,

mais rápido vibrarão os elétrons e, portanto, menores serão os comprimentos de onda das

radiações emitidas. A Figura 2.5a ilustra os comprimentos de onda associados a diferentes

tipos de radiação. Radiações de comprimentos de onda menores são mais energéticas que

radiações de comprimentos de onda maiores, então podemos dividir o espectro eletromag-

nético em regiões com propriedades características. A região dos raios X tem comprimento

de onda característico em torno de 10-9 m. Essa radiação é muito mais energética que a

região das ondas de rádio, que têm comprimento de onda característico da ordem de 100

Figura 2.4: Elementos que descrevem uma onda.

17



m. A radiação ultravioleta (UV) concentra-se na faixa de comprimentos de onda em torno

de 10-7 m. A região da radiação visível é particularmente interessante, pois é nessa pequena

faixa que nossos olhos detectam as cores. A Figura 2.5b mostra o espectro eletromagnético

que vai da região das ondas de rádio até os raios gama. O azul tem comprimento de onda

menor, aproximadamente 0,4 µm (1 µm = 10-6 m), e o vermelho, comprimento de onda

maior, aproximadamente 0,7 µm. A radiação infravermelha pode ser percebida por suas

propriedades de aquecimento.

Figura 2.5: a. Comprimentos de onda associados a diferentes tipos de radiação; b. Espectro eletromagnético e suas diferentes faixas.

b

a

18



2.3.1 A radiação solar e terrestre

A principal fonte de energia do sistema Terra-atmosfera é a radiação eletromagnética

proveniente do Sol, ou seja, a radiação solar. O Sol emite radiação como um corpo negro,

que é um meio ou corpo idealizado que absorve toda a radiação incidente sobre ele, em

todos os comprimentos de onda e de qualquer direção. Supondo que esse não reflita a

radiação incidente, também não poderá ser visto se iluminado, por isso é chamado de

“negro”. Se um objeto absorve mais energia do que emite, ele fica mais quente devido ao

aumento de sua energia interna. Se ele emite mais do que absorve, ele resfria. Um corpo

negro se encontra em equilíbrio termodinâmico e o fluxo de radiação que entra deve ser

exatamente igual ao que sai. Por isso, é considerado um absorvedor e emissor perfeito. Ele

não precisa necessariamente ser da cor preta, mas deve absorver e emitir a máxima radiação

possível. Como a Terra e o Sol absorvem e emitem com quase 100% de eficiência, são

classificados como corpos negros.

(1835–1893) e (1844–1906) derivaram, em 1879,

uma relação denominada lei de Stefan-Boltzmann, na qual constatam que todos os corpos

com temperatura acima do zero absoluto emitem radiação a uma taxa proporcional à quarta

potência de sua temperatura absoluta:

2.2

onde E é a radiação emitida, σ é a constante de Stefan-Boltzmann (5,67 x 10-8 Wm-2.K-4) e T

é a temperatura absoluta do corpo.

A lei de deslocamento de Wien, proposta por , em 1893, mostra que o

comprimento de onda de máxima intensidade de emissão de um corpo negro é inversamente

proporcional à sua temperatura absoluta:

2.3

onde o comprimento de onda máximo (λmax

) é expresso em µm e a temperatura, em K.

Com isso, a uma dada temperatura, a emissão em cada comprimento de onda de um corpo

negro é a máxima possível. Essa distribuição espectral de energia emitida de corpos negros com

E = σ .T4

max2897

Tλ =

19



diferentes temperaturas pode ser visualizada na Figura 2.6. Nota-se que o pico de radiação

emitida tem comprimentos de onda menores para corpos com temperaturas maiores. Um

corpo a 6000 K, como o Sol, por exemplo, tem emissão máxima no comprimento de onda

de aproximadamente 0,5 µm, região do espectro eletromagnético correspondente à radiação

visível, enquanto que para um corpo a 300 K, como a Terra, esse comprimento de onda é

aproximadamente 10 µm, região do infravermelho.

Em resumo, todos os corpos, portanto, tanto a Terra quanto o Sol, emitem radiações. A

Terra, por ter uma temperatura menor, emite a maior parte de sua radiação em compri-

mentos de onda relativamente longos ou na faixa do infravermelho, entre 5 µm e 25 µm. Já

o Sol, com uma temperatura maior, emite radiação principalmente nos comprimentos de

onda menores que 2 µm. Por essa razão, denominamos a radiação terrestre como Radiação

de Onda Longa (ROL) e a radiação solar como Radiação de Onda Curta (ROC). A radia-

ção solar viaja praticamente sem interferência entre o Sol e o topo da atmosfera terrestre.

Sua quantidade ao interceptar uma superfície que forme ângulos retos no topo da atmosfera

Figura 2.6: Distribuição espectral de energia emitida de corpos negros com diferentes temperaturas.

20



é praticamente constante e, por esse motivo, é denominada de constante solar (equivale

a 1367 W.m-2). Porém, fatores como as estações do ano, os períodos do dia e a latitude

influenciam sua distribuição. Esses fatores serão abordados nos próximos tópicos.

Quando a taxa de energia emitida é exatamente igual à taxa absorvida, a temperatura do

corpo permanece constante, atingindo-se um estado de equilíbrio radiativo. A Terra, ao agir

como um corpo negro, emite e também absorve radiação. Dessa forma, sua temperatura

de equilíbrio radiativo é 255 K (-18 °C). Entretanto, essa temperatura é muito menor do

que a temperatura média observada na superfície da Terra, de 288 K (15 °C). Essa diferença

de mais de 30 K ocorre porque a atmosfera terrestre não é um corpo negro. A atmosfera

terrestre absorve radiações de alguns comprimentos de onda, não absorvendo outros, ou

seja, ela é um absorvedor seletivo.

Ao entrar na atmosfera terrestre, a radiação solar pode sofrer várias interações devido aos

processos de absorção e espalhamento, que podem explicar alguns fenômenos óticos observados

na atmosfera. A Figura 2.7 mostra as faixas em que os gases óxido nitroso, oxigênio, ozônio,

vapor d’água e dióxido de carbono absorvem radiação. Nota-se que a absorção na atmosfera

não ocorre para todo o espectro, sendo maior em algumas faixas, principalmente na região do

infravermelho, e praticamente nula na faixa do visível. Isso significa dizer que a radiação solar na

faixa do visível interage pouco com a atmosfera, ao passo que a radiação infravermelha emitida

pela superfície da Terra é absorvida por esses gases. Ao absorver radiação, o gás converte-a em

energia cinética, aumentando as colisões com moléculas vizinhas, que não necessariamente ab-

sorveram radiação. Essas colisões, por sua vez, aumentam a energia cinética e a temperatura do

ar. A atmosfera, mais aquecida, também emitirá mais radiação infravermelha. Dessa forma, parte

da energia emitida pela superfície da Terra fica presa na atmosfera, fazendo com que sua tem-

peratura fique acima da temperatura de equilíbrio radiativo sem atmosfera. A essa absorção da

radiação terrestre pelos gases vapor d’água e dióxido de carbono, principalmente, dá-se o nome

de efeito estufa. Esse nome foi proposto, pois considerava-se que era o que ocorria dentro de

uma estufa de vidro, o qual permite que a radiação solar entre na estufa, mas impede a passagem

de parte da radiação infravermelha para fora. Entretanto, o aquecimento do ar dentro da estufa

deve-se mais à pouca circulação de ar do que ao “aprisionamento” de radiação infravermelha,

como o que acontece em nosso planeta. É bom lembrar ainda que o efeito estufa é um efeito

natural, mas tem sido agravado nas últimas décadas com a emissão antropogênica de gases de

21



efeito estufa. Os problemas de poluição e de mudanças climáticas associadas a essas emissões

serão abordados nos tópicos finais desta disciplina. Através da Figura 2.7 ainda é possível

perceber que entre 8 µm e 12 µm há uma região definida como janela atmosférica, que é uma

região transparente, com exceção da banda de 9,6 µm, onde o ozônio absorve fortemente. As

radiações ultravioletas são absorvidas na estratosfera basicamente pelo O2 e O

3.

Além da absorção seletiva dos gases atmosféricos, a radiação solar também sofre espalhamento,

ou seja, a energia incidente em linha reta e é desviada da orientação original. Moléculas, par-

tículas de aerossol e nuvens contendo gotas e cristais de gelo podem causar seu espalhamento,

cujo processo é responsável pela maior parte da luz que percebemos e explica alguns fenôme-

nos óticos vistos na atmosfera. Tais fenômenos já foram abordados na disciplina Luz e Ondas

Eletromagnéticas. Como recurso, é recomendável que os alunos revisem a seção Fenômenos

atmosféricos desta disciplina. A radiação solar, ao atingir a superfície terrestre, pode sofrer

reflexão. A relação entre a quantidade de radiação solar refletida pela superfície de um objeto e

o total de radiação incidente sobre ele recebe o nome de albedo. O albedo depende das carac-

terísticas da superfície, como cor, textura e umidade. Por essa razão, podemos estimar o albedo

através de uma análise visual dessas propriedades. Na (Tabela 2.1), estão listados os albedos de

algumas superfícies. Superfícies com cores mais claras possuem maior albedo e superfícies mais

escuras possuem menor albedo. Porém, o albedo também varia com o ângulo solar, ou seja, se

o ângulo é grande, há uma tendência de a radiação ser mais absorvida, diminuindo o poder de

reflexão da superfície. Se o ângulo é pequeno, o albedo torna-se maior.

Para obter mais informações sobre a radiação ultravioleta, acesso o site: http://satelite.cptec.inpe.br/uv/ e em seguida, na aba informações que encontra-se à esquerda da tela, clique em: O que é radiação UV? e Radiação UV e Saúde.

http://satelite.cptec.inpe.br/uv/

http://satelite.cptec.inpe.br/uv/

22



Figura 2.7: Absorção de radiação da atmosfera terrestre pelos gases óxido nitroso (N2O), oxigênio (O2), ozônio (O3), vapor d’água (H2O), dióxido de carbono (CO2). A área em cinza representa a porcentagem de radiação absorvida por cada gás.

23



Terraescura e úmida 0,05-

clara e seca 0,40

Areia 0,15-0,45

Gramalonga 0,16 –

curta 0,26

Culturas agrícolas 0,18-0,25

Tundra 0,18-0,25

Florestatransitória 0,15-0,20

conífera 0,05-0,15

Água

ângulo zenital pequeno 0,03-0,10

ângulo zenital grande 0,01-1,00

Neveantiga 0,40-

fresca 0,95

Gelomarítimo 0,30-0,45

glaciares 0,20-0,40

Nuvensespessa 0,60-0,90

fina 0,30-0,50

Tabela 2.1: Valores dos albedos para diversas superfícies.

2.4 Balanço de energia globalO tempo e o clima são determinados pela quantidade e distribuição de radiação solar que

atinge a Terra. O balanço de energia considera as quantidades de energia que entram e que

saem do sistema Terra, que definiremos como sendo a superfície da Terra e a atmosfera. Para um

clima em equilíbrio, a energia que sai do sistema Terra deve ser necessariamente igual à energia

que entra nesse sistema. Caso contrário, este pode resfriar (se a quantidade de energia que entra

é menor do que a que sai) ou aquecer (se a quantidade de energia que entra é maior do que a

que sai). Para realizar o balanço de energia global, são consideradas três regiões limites: o topo da

atmosfera, a atmosfera e a superfície. Ao chegar ao topo da atmosfera terrestre, a radiação solar

pode ser espalhada ou refletida pelas nuvens e aerossóis, ou ainda ser absorvida pela atmosfera. A

radiação transmitida (ou seja, aquela que consegue “passar” pela atmosfera) pode ser, então, ou

24



absorvida ou refletida pela superfície da Terra. A radiação solar é transformada em calor sensível,

calor latente (considerando as diferentes fases da água), energia potencial e energia cinética

antes de ser emitida como radiação de onda longa.

Em termos relativos, podemos entender esse balanço da seguinte forma: se 100 unidades de

energia solar atingem o topo da atmosfera terrestre (Figura 2.8), aproximadamente 30% dessa

radiação volta para o espaço como radiação de onda curta (albedo planetário): 6% espalhada

pela atmosfera, 20% refletida pelas nuvens e 4% refletida pela superfície da Terra. A atmosfera

absorve 19% dessa radiação solar, restando 51% da radiação solar que chegou ao topo da atmos-

fera para ser absorvida pela superfície da Terra, ou seja, 51% da radiação solar foi transmitida

através da atmosfera, conseguindo atingir a superfície.

Observando a Figura 2.9, vemos que dessas 51 unidades de radiação solar transmitidas, 23

são utilizadas na evaporação da água (transformação de energia solar em calor latente) e 7 nos

processos de condução e . Sobrariam, então, 21 unidades para serem armazenadas na

superfície e emitidas na forma de radiação infravermelha. Entretanto, a superfície terrestre emite

117 unidades. Isso ocorre porque, além da radiação solar que a superfície recebe durante o dia, ela

recebe continuamente radiação infravermelha da atmosfera dia e noite. Da energia emitida pela

Figura 2.8: Interação da atmosfera e superfície terrestre com a radiação solar. / Fonte: Adaptado de Ahrens, 2009.

25



superfície da Terra, a atmosfera permite que apenas 6 unidades a atravessem (janela atmosférica

mencionada no tópico anterior “Atmosfera Terrestre”). A maior parte, 111 unidades, é absorvida

principalmente pelos gases de efeito estufa e pelas nuvens. Dessa absorção, 96 unidades são reemi-

tidas para a superfície (efeito estufa), completando as 147 unidades absorvidas (51 da radiação solar

e 96 da radiação emitida pela atmosfera). Assim, as 147 unidades de energia perdidas na superfície

da Terra ficam balanceadas pelas 147 unidades de energia ganha.

Apesar de o Sol emitir quase constantemente a mesma quantidade de energia, obser-

vamos variações de temperatura tanto ao longo de um dia quanto ao longo de um ano.

No próximo tópico (“Temperatura”) veremos como os movimentos de translação e de

rotação da Terra estão associados a essas variações na temperatura. Veremos que a tempera-

tura em um determinado local depende também de outros fatores, como latitude, altitude

e proximidade com corpos d’água.

Figura 2.9: Balanço de energia entre a superfície da Terra e a atmosfera.

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Referências BibliográficasAguAdo, E.; Burt, J. E. Understanding weather and climate. 5. ed. New York: Prentice

Hall, 2010.

Ahrens, C. D. Meteorology today: an introduction to weather, climate, and the environment.

9. ed. Belmont: Brooks/Cole, 2009.

AyoAde, J. O. Introdução à climatologia para os trópicos. 3. ed. São Paulo: Bertrand do

Brasil, 1991. 332 p.

Lutgens, F. K.; tArBuck, E. J. The atmosphere: an introduction to meteorology. 11. ed. New

York: Prentice Hall, 2010.

trenBerth, K. E.; FAsuLLo, J. T.; kiehL,J. Earth’s global energy budget. American Meteorological

Society, Washington, p. 311-323, mar. 2009.

GlossárioConvecção: Transformação da energia solar em calor sensível.

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