O balanço global de calor consiste em entradas e saídas (em inglês inputs e outputs). "Entrada" identifica um processo pelo qual o oceano ganha calor, enquanto que "saída" representa a perda de calor pelo oceano. Uma lista completa de todos as entradas e saídas seria a seguinte:
+ indica entrada ou ganho de calor, - significa saída ou perda de calor:
Principais entradas e saídas
Fontes secundárias
As contribuições das fontes secundárias são desprezíveis para a maioria das aplicações. A discussão que se segue lida apenas com as entradas e saídas primárias
Figura 4.1
A energia do sol no limite mais externo da atmosfera quando a incidência é perpendicular (normal) chega a 2.00 cal cm-2 min-1 (a "constante solar"). As variações na intensidade da radiação incidente têm caráter regular e irregular. A sazonalidade da radiação solar faz com que ela varie entre zero e 1100 cal cm-2 dia-1 nos pólos e 800 - 900 cal cm-2 dia-1 no equador. As variações interanuais máximas vêm da variabiliade na distância entre a Terra e o sol e chegam a 3,34%; essas podem ser preditas e explicam as principais mudanças climáticas no tempo geológico
Na literatura moderna a unidade cal cm-2 dia-1 (calorias por centímetro quadrado por dia) tem sido substituída pela unidade W m-2 (Watts por metro quadrado). A conversão entre essas unidades é alcançada se notarmos que 1 caloria (cal) = 4,184 Joules (J) e 1 Watt (W) = 1 Joule por segundo (J s-1). Isso resulta em um fator de conversão de 1 cal cm-2 dia-1 = 0.484 W m-2.Ou seja, uma entrada de calor de 1000 cal cm-2 dia-1 é aproximadamente equivalente a 500 W m-2.
Note que nem toda a radiação recebida no limite externo da atmosfera é disponível para os oceanos (Figura 4.1). Se a radiação solar incidente for normalizada a 100%, então
16% são absorvidos na atmosfera
24% são refletidos pelas nuvens
7% são irradiados de volta para o espaço pela atmosfera
4% são refletidos da superfície da Terra (principalmente dos oceanos)
Assim, 35% retorna para o espaço, enquanto 65% está disponível como energia. (Aproximadamente 16% fica armazenado na atmosfera e eventualmente se torna disponível.)
Lord KelvinA radiação incidente é emitida pelo sol em ~6000 K (Kelvin, equivalente a escala em graus Celsius com uma variação na escala de forma que 0º C correspondem a 273 K). De acordo com a Lei de Wien's, a radiação máxima ocorre nos comprimentos de onda dados por λ = 2897 T-1, onde T está em graus K eλ (lambda) é o comprimento de onda em micrômetros. A radiação máxima do sol portanto ocorre dentro do espectro chamado de visível e tem um pico centrado em 0.48 micrômetros, que se manifesta dentro do azul. Esta diminui rapidamente em direção aos comprimentos de onda menores (na região do utravioleta ou UV) e decresce menos rapidamente em direção aos comprimentos de onda maiores (na região do infravermelho).
A energia solar recebida pelos oceanos varia irregularmente com o comprimento de onda, o que é um resultado da absorção da luz pelo vapor de água e pelos vários gases presentes na atmosfera, em especial o oxigênio e os hidratos de carbono. A absorção nos oceanos atenua a luz rapidamente com a profundidade (Figure 4.2). De uma incidência vertical da luz (em condições médias e favoráveis),
Figura 4.2
73% alcança 1 cm em profundidade
44.5% alcança 1 m em profundidade
22.2% alcança 10 m em profundidade
0.53% alcança 100 m em profundidade
0.0062% alcança 200 m em profundidade
O suprimento mínimo de energia capaz de manter a fotossíntese é de 0.003 cal cm-2 min-1. Em condições ótimas (águas absolutamente claras) essa quantia está disponível em cerca de 220 m de profundidade.
Parte da radiação recebida do sol é irradiada de volta da superfície dos oceanos. O comprimento de onda aonde a maior parte dessa radiação espelhada ocorre é novamente dada pela Lei de Wien. Como a temperatura da superfície dos oceanos é bem menor que a temperatura do sol (~283 K), a radiação espelhada máxima se encontra em 10 micrômetros, i.e. na radiação infravermelha ou radiação de calor.
De acordo com a Lei de Stefan-Boltzman, a energia da radiação é proporcional a quarta potência da temperatura absoluta (ou seja a temperatura expressa em K). Assim, variações diárias e sazonais da temperatura superficial dos oceanos tem pouca influência na energia de radiação espelhada, já que essas variações são pequenas comparadas ao nível de temperatura absoluto.
Em média, a superfície do oceano está cerca de 0,8º C mais quente que o ar acima dele. A transferência direta de calor (ou transferência de calor sensível) portanto ocorre geralmente da água para o ar e é um processo de perda de calor. A transferência de calor nessa direção é atingida bem mais facilmente que na direção oposta por duas razões:
Cerca de 51% da entrada de calor nos oceanos é usada para evaporação. Além da contribuição importante ao balanço de calor, a evaporação - que constitui numa perda de calor da água para a atmosfera - exerce um papel importante no balanço de massa, que será discutido adiante.
A evaporação começa quando o ar se torna não saturado por umidade. O ar quente pode reter mais umidade que o ar mais frio. Como sob condições normais a transferência de calor direta se dá do oceano para o ar (i.e., o ar é normalmente aquecido por baixo), a situação também normal é de que o ar se torna menos saturado por umidade o que leva a evaporação. A condensação ocorre quando o ar mais quente se instala sobre água mais fria.
Figura 4.3
Essas regiões nos oceanos são conhecidas e temidas pela sua freqüente ocorrência de neblina. A maioria da energia liberada durante a condensação vai para a atmosfera, e assim a contribuição da condensação para o balanço de calor nos oceanos é bastante pequena.
O balanço de calor é o balanço entre os termos apresentados acima. Normalmente, os dois primeiros termos não são considerados em separado; a diferença entre radiação solar menos a radiação espelhada dos oceanos, ou o ganho de calor radiativo líquido, é usado como a entrada principal. O balanço se torna assim:
ganho de calor radiativo líquido - perda de calor por evaporação - perda direta de calor = 0
Figura 4.4
Esse balanço é fechado se o oceano global for considerado. Se o balanço for aplicado para regiões mais limitadas em espaço, os termos do lado direito da expressão não resultam em zero, e ao invés disso, indicam a transferência de calor alcançada por correntes oceânicas. A figura 4.3 nos ilustra o balanço de calor no Oceano Atlântico Norte como um exemplo. Em escala global, a figura 4.4 nos mostra o papel do transporte de calor numa seção zonal desde 60ºN até 60ºS. A entrada líqüida de calor diminui desde os trópicos até as regiões polares; ela apresenta um fraco mínimo próximo ao equador devido as constantes e pesadas coberturas por nuvens naquela região. Os valores máximos de perda de calor por evaporação nas regiões subtropicais são produzidas pela advecção na atmosfera de ar seco; os mínimos nos trópicos se devem aos altos conteúdos em umidade no ar tropical. A perda de calor sensível é pequena em todos os lugares. As correntes retiram calor dos trópicos (isso é uma perda de calor dos oceanos - valores positivos) e o deposita nas regiões subpolares (um ganho de calor - valores negativos).
O balanço de massa envolve os efeitos da evaporação e precipitação na quantia de água nos oceanos. O efeito na quantia total de água é apenas significativo em escalas de tempo geológicas. Ele tem importância principal em aplicações oceanográficas na influência que exerce na salinidade das camadas superficiais dos oceanos.
As taxas de evaporação E, i.e., a perda de água devido à evaporação dentro de um período de tempo é proporcional a distribuição de perda de calor por evaporação. A constante de proporcionalidade é conhecida como a constante de evaporação da água; essa chega a 585 cal g-1.
A precipitação P tem de ser observada (i.e., por medidas diretas). Ela é alta na região dos Doldrums (um pouco ao norte do equador) e nas frentes polares (em cerca de 50º de latitude).
A distribuição da salinidade na superfície do oceano espelha a distribuição de E-P sobre grandes partes dos oceanos (Figura 4.5). Devios ocorrem pela descarga dos rios. Numa escala global, o balanço se torna
Figura 4.5
Evaporação = 440.103 km3 ano-1
Precipitação = 411.103 km3 ano-1
Descarga por rios = 29.103 km3 ano-1
O derretimento e congelamento do gelo está em balanço (exceto em escalas de tempo geológicas). A maioria dos rios está nos hemisfério norte, e assim a proporcionalidade entre a salinidade superficial dos oceanos e E-P é melhor sobre a maior parte do hemisfério sul.
Note que : A evaporação, a precipitação e a descarga dos rios são expressas como volume por unidade de tempo. A oceanografia moderna usa mais a unidade chamada "sverdrup" (Sv), que é definida como sendo 1 milhão de metros cúbicos por segundo: 1 Sv = 106 m3 s-1. O fator de conversão de km3 ano-1 para Sv é 1000 km3 ano-1 = 0.0317 Sv. Isso fornece uma evaporação de 14.0 Sv, uma precipitação de 13.1 Sv e uma descarga total por rios de 0.9 Sv.
