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O que é o efeito estufa?

O efeito estufa e o balanço energético da Terra

Apesar do nome e da fama, o efeito estufa não tem nada a ver com uma estufa. Ele está relacionado com o modo como a Terra troca energia com o espaço ao seu redor.

Em primeiro lugar, deve-se considerar que, no espaço, energia ocorre unicamente na forma de ondas eletromagnéticas, que podem variar em uma escala que vai de altas a baixas frequências (de ondas curtas a longas). 

A matéria presente no espaço interage com a energia, podendo simultaneamente absorvê-la e emiti-la. Ou seja, a matéria funciona como a fonte de energia, emitindo ondas eletromagnéticas para o espaço, e como o destino, absorvendo-as.

No primeiro caso, funcionando como a fonte de energia, a frequência das ondas eletromagnéticas emitidas pela matéria é uma função da sua temperatura – quanto mais quente, mais alta a frequência (Archer, 2007).

Ilustração de onda eletromagnética
Energia viaja pelo espaço somente na forma de ondas eletromagnéticas, que podem ser curtas (alta frequência) a longas (baixa frequência). No Universo, toda matéria com temperaturas acima do zero absoluto emite energia eletromagnética.

No caso do sistema climático da Terra, ele absorve a energia do Sol e, em contra-partida, emite energia para o espaço. Em função das altas temperaturas do Sol, o sistema climático absorve energia na forma de ondas eletromagnéticas de alta frequência – a radiação solar.

Por sua vez, ele tende a emitir de volta ao espaço a mesma quantidade de energia que foi absorvida, buscando manter o equilíbrio energético. Só que, dada as suas menores temperaturas, a energia é emitida na forma de ondas eletromagnéticas de menor frequência – a radiação infra-vermelha (Archer, 2007; IPCC, 2013).

Balanco energetico da Terra.png
A quantidade de energia absorvida (quadro da esquerda) deve corresponder à quantidade de energia emitida de volta ao espaço pelo planeta. Essa situação é conhecida como balanço energético e impede que a Terra aqueça ininterruptamente. A radiação solar tem alta frequência, enquanto a radiação emitida pelo planeta tem baixa frequência – luz infra-vermelha. Imagem: adaptado de NASA/Robert Simmon.

Como acontece o efeito estufa

O efeito estufa está relacionado aos complexos processos de absorção, circulação e emissão de energia pelo sistema climático do planeta. A energia do Sol é absorvida pelos componentes que compõem o sistema – especialmente pelos oceanos. Isso ocorre porque a atmosfera é parcialmente transparente às ondas eletromagnéticas de alta frequência irradiadas pelo Sol (Archer, 2007; IPCC, 2013).

Absorcao de energia pela Terra.png
Do total de energia que chega até o planeta, cerca de 30% é refletida de volta para o espaço por elementos do sistema climático como as nuvens, os aerossóis, ou a neve.  A atmosfera absorve aproximadamente 23% do total da radiação solar, e os restantes 48% atingem os elementos na superfície da crosta terrestre, onde são absorvidos. Imagem: adaptado de NASA/Robert Simmon.

Após absorvida pelos elementos presentes na superfície da crosta terrestre, a energia pode tomar inúmeros caminhos. Uma das principais avenidas que a energia toma é a do equador em direção aos pólos.

A radiação solar recebida no equador é cerca de 2,5 vezes maior do que a recebida na região dos pólos, sendo a energia transferida de uma região a outra por meio de processos circulatórios da atmosfera e dos oceanos. Caso não houvesse essa transferência meridional de energia, o equador seria 14°C mais quente e o pólo norte, por exemplo, 25°C mais frio (Barry e Chorley, 2009).

 

Insolacao terrestre.png
Por causa do formato da Terra, a região dos trópicos recebe uma quantidade maior de energia  solar (em vermelho, representando maior densidade por área) do que a região dos pólos (em azul, representando menor densidade por área). Como mostra a ilustração, o sistema climático responde a essa forma desigual de insolação transferindo energia dos trópicos para os pólos. Imagem: the comet program.

Outra importante avenida tem direção vertical, de baixo para o alto da atmosfera. Trata-se do processo de convecção, o principal modo de transferência de calor na atmosfera (Houghton, 2009). Quando uma massa de ar na camada mais baixa da atmosfera absorve energia, ela se expande e sobe para camadas mais altas, onde se resfria.

Um caso particular de convecção ocorre quando a energia é absorvida pela molécula de água – H2O, provocando uma transformação de seu estado, de sólido ou líquido para gasoso. Essa transformação demanda uma grande quantidade de energia, que o vapor d’água carrega consigo na forma de calor latente. Ao atingir camadas mais altas e frias da atmosfera, essa energia é liberada quando o vapor d’água condensa (Archer, 2007).

Na situação atual de desequilíbrio energético do planeta, em que a quantidade de energia absorvida excede a quantidade emitida, o excesso de energia acumulada toma outra via preferencial. Pequenos volumes desse excesso aquecem a atmosfera e os continentes, evaporam a água e derretem o gelo.

Mas a maior parte é armazenada em forma de calor no oceano, em função de sua grande massa e elevado calor específico. Estima-se que nos últimos 50 anos, cerca de 93% de toda a energia em excesso absorvida pelo planeta acabou armazenada nos oceanos (IPCC, 2013).

Acumulacao de energia no sistema climatico
Acumulação de energia nos diversos elementos do sistema climático, tomando o ano de 1971 como base. A maior parte da energia é armazenada nos oceanos, nas camadas de águas superficiais (cor azul claro) e profundas (cor azul escuro). Imagem: IPCC.

Esses três movimentos, do equador em direção aos pólos, da camada inferior para as camadas superiores da atmosfera, e do aquecimento dos oceanos, estruturam a transferência e circulação da energia pelo planeta. É a partir deles que se forma o clima, em toda sua diversidade e complexidade.

Há, contudo, outro aspecto fundamental, geralmente o único dos processos de absorção, circulação e emissão de energia mencionado quando se apresenta uma explicação do efeito estufa, e que é relacionado ao destino final da energia absorvida pela Terra: voltar ao espaço.

Aqui é importante considerar dois pontos. O primeiro é o fato da atmosfera ser uma massa gasosa comprimida pela força da gravidade, o que a faz mais densa e quente na base, e mais rarefeita e fria no topo. Ela portanto não possui uma temperatura fixa, mas variável de acordo com a altitude.

Ao mesmo tempo, a atmosfera é fluída, e parcelas de ar da base, quando se aquecem, deslocam-se para as camadas superiores, onde se resfriam – constituindo o processo de convecção citado anteriormente.

Lembre-se que a energia absorvida pelo planeta só pode retornar ao espaço na forma de ondas eletromagnéticas. Ao absorver a radiação solar, os elementos da superfície da crosta terrestre aquecem e, com isso, passam a emitir radiação infra-vermelha.

Uma parte dessa radiação escapa diretamente para o espaço. Outra parte é absorvida pela atmosfera. Isso se deve porque, ao contrário do que acontece com a radiação solar, a atmosfera é opaca à maioria das frequências da radiação infra-vermelha. Alguns constituintes da atmosfera, os chamados gases de efeito estufa, são capazes de absorver – e portanto também de emitir – esse tipo de radiação (Archer, 2007; Barry e Chorley, 2009; IPCC, 2013).

Emissao de radiacao infravermelha pelo planeta.png

Radiacao media do planeta
O gráfico do alto mostra a emissão média de radiação infra-vermelha do mês de Setembro de 2008 detectada por monitoramento por satélite. Inclui emissões de elementos da superfície da crosta terrestre e da atmosfera. As regiões imediatamente ao norte e ao sul do Equador são aquelas onde se observa maior emissividade (cor vermelha escura). O gráfico de baixo indica o saldo radiativo – o balanço entre o total de radiação solar absorvida e o total de radiação infra-vermelha emitida – de cada região do planeta para o mês de Setembro de 2008.  Os trópicos absorvem mais energia do que refletem ou emitem de volta ao espaço (cores laranja e vermelha), enquanto que as altas latitudes e os pólos absorvem menos energia do que refletem ou emitem (cores verde e azul). Isso ilustra a transmissão de energia dos trópicos em direção aos pólos. Imagem: NASA/Robert Simmon.

Dessa forma, cabe à atmosfera emitir parte da energia absorvida pelo planeta de volta para o espaço. De todos os gases que compõem a atmosfera, somente os chamados de efeito estufa são capazes de fazê-lo. As emissões de radiação infra-vermelha pela atmosfera, realizada por meio dos gases de efeito estufa, ocorrem predominantemente entre 5 e 10 km de altitude, uma faixa onde a temperatura é entre 300C a 500C mais fria do que na superfície (Houghton, 2009).

Como a quantidade de radiação emitida pela matéria é função da temperatura, quanto menor a temperatura da camada do topo da atmosfera, menor será a quantidade de energia emitida pelos gases de efeito estufa presentes nessa camada. Dessa forma, o efeito estufa está ligado à diferença entre a temperatura na base e no topo da atmosfera, cujo nome é gradiente térmico.

E são os próprios gases de efeito estufa que condicionam o gradiente térmico da atmosfera. Em primeiro lugar através do vapor d’água. No processo de convecção, o vapor d’água absorve a energia da superfície na forma de calor latente e o transmite, ao condensar, às camadas de maior altitude da atmosfera. Esse processo condiciona o grau de redução da temperatura da atmosfera com o aumento da altitude, que é em média de 60C a cada quilômetro – esse valor varia dramaticamente, de acordo com a região do planeta (Archer, 2007; Barry e Chorley, 2009).

Transporte de energia da base para o topo da atmosfera.png
Estima-se que a atmosfera emite na forma de radiação infra-vermelha cerca de 59% do total da energia solar que é absorvida pelo sistema climático. Existem duas fontes principais de energia para a atmosfera: o sol e os elementos da superfície da crosta terrestre. No segundo caso, a energia é transmitida por processos distintos e interdependentes, a convecção (incluindo evaporação e convecção) e a radiação. Os gases de efeito estufa interferem na quantidade de energia absorvida da superfície em forma de radiação infra-vermelha, sem que isso se reflita em maior emissão pela atmosfera. Isso gera o efeito estufa. Imagem: adaptado de NASA/Robert Simmon.

Em segundo lugar, o gradiente térmico é influenciado também pelos demais gases de efeito estufa, mas principalmente pelo dióxido de carbono – CO2. Uma das características do CO2 é que ele se dispersa uniformemente por todas as camadas da atmosfera. A mudança de sua concentração é particularmente relevante na camada do topo em que ocorre a emissão pela atmosfera de radiação infra-vermelha para o espaço. O aumento da concentração de CO2 torna essa camada mais espessa, abrangendo altitudes cada vez maiores e, portanto, com temperaturas em média mais frias (Archer, 2007; Houghton, 2009).

Menores temperaturas implicam menor quantidade de radiação emitida pela matéria – no caso, pelos gases de efeito estufa. Dessa forma, a atmosfera acumula uma quantidade maior de energia, que acaba sendo transferida para outros componentes do sistema climático. Gera-se um desequilíbrio na troca de energia entre o planeta e o espaço. A quantidade de energia emitida se torna menor do que a quantidade de energia absorvida, provocando o aquecimento global.

Efeito estufa no passado terrestre

O estudo da história geológica do planeta mostra como a composição e a dinâmica da atmosfera, em especial a concentração dos gases de efeito estufa, controla a troca de energia com o espaço e influencia o sistema climático. A começar pela formação da Terra, há 4,6 bilhões de anos atrás. Nessa época, a radiação solar era cerca de 30% menor do que o observado no presente (Goose et. al., 2010).

Se a composição da atmosfera fosse semelhante à atual, a temperatura média na superfície terrestre seria 300C menor – o planeta consistiria em uma bola de gelo e neve. Contudo, apesar da menor radiação solar, evidências geológicas indicam que a Terra possuía oceanos a partir de 4 bilhões de anos atrás.

A explicação para isso diz respeito às altas concentrações atmosféricas de CO2 e de metano – CH4 – presentes na atmosfera, fazendo o efeito estufa ficar muito mais intenso (Goose et. al., 2010). De fato, ao longo da maior parte da história do planeta, o efeito estufa contribuiu para que geleiras e calotas polares não existissem (Jansen et. al., 2007; Rose, 2010).

A relação entre CO2 e temperatura também se verifica durante a era Mesozóica, entre 230 e 65 milhões de anos atrás. Os períodos de calor da era Mesozóica estão associados a maiores concentrações atmosférica do gás, enquanto ocorre o oposto durante as grandes glaciações de cerca de 300 milhões de anos atrás (Goose et. al., 2010).

As alterações de longo prazo nas concentrações atmosféricas do CO2 foram provocadas por processos tectônicos; de um lado, a atividade vulcânica como fonte emissora e, de outro, o intemperismo das rochas como a fonte de sequestro de carbono (Jansen et. al., 2007).

Temperatura e CO2 na era Mesozoica
Concentrações atmosféricas de CO2 (linhas laranja, verde, azul e vermelha; área sombreada de verde claro) e glaciações continentais dos últimos 400 milhões de anos (barras azuis, cujo comprimento indica a extensão das geleiras). Os períodos de maior aquecimento do planeta estão associados com maiores concentrações atmosféricas de CO2, bem como estágios glaciais, com menores concentrações. Imagem: Jansen et. al. (2007).

Durante a era Cenozóica, que se iniciou 65 milhões de anos atrás, após a extinção dos dinossauros, estendendo-se até o presente, as reconstruções da temperatura sugerem uma tendência de resfriamento do planeta. De uma condição de forte efeito estufa, cujo pico se deu com uma concentração atmosférica de CO2 da ordem de 1.400 partes por milhão – ppm (Anagnostou et. al., 2016), sem geleiras ou calotas polares, verificou-se um declínio das temperaturas.

Em função do resfriamento dos sistema climático, por volta de 35 milhões de anos atrás, formou-se a calota polar da Antártica. A Groenlândia ganharia sua calota polar por volta de 3 milhões de anos atrás (Goose et. al., 2010; Hansen e Sato, 2012). Além da possível influência da reconfiguração das placas tectônicas, o declínio da temperatura também está relacionado à dimnuição das concentrações atmosféricas de CO2 (Goose et. al., 2010; Rose, 2010), que caíra para algo em torno de 500 ppm cerca de 32 milhões de anos atrás (Anagnostou et. al., 2016).

Temperatura era Cenozoica
Estimativa da mudança da temperatura média global nos últimos 65 milhões de ano. Observa-se que o planeta se encontra em uma tendência de resfriamento de longo prazo – queda representada pelo gráfico, da direita para a esquerda -, associada à diminuição das concentrações atmosféricas de CO2. A aproximadamente 35 milhões de anos atrás, teve início a formação da calota polar da Antártica. Há cerca de 3 milhões de anos atrás, o resfriamento foi suficiente para iniciar a formação da calota polar da Groenlândia. Imagem: Goosse et. al. (2010).

A tendência de resfriamento continuou nos últimos 6 milhões de anos, nos quais os registros mostram com maior detalhe o ciclo entre períodos glaciais e interglaciais. Entre 3,3 e 2,6 milhões de anos atrás, observou-se uma mudança nos intervalos do ciclo da glaciação, passando de 41 mil para 100 mil anos (Goose et. al., 2010; Rose, 2010), marcando também o início das glaciações continentais no hemisfério norte (IPCC, 2013).

Isso significa que até 2,7 milhões de anos atrás, o sistema climático era relativamente estável, com poucas geleiras. A partir de então e até 900 mil anos atrás, a condição máxima das glaciações passaram a ocorrer a cada 40 mil anos em regiões de altas latitudes e altas altitudes, com alterações no nível do mar, na flora e na fauna.

E nos últimos 900 mil anos, o pico das glaciações se tornou massivo, acontecendo com intervalos de 100 mil anos, dos quais em cerca de 90 mil o mundo ficava mais frio, com pouca biomassa e nível do mar significativamente menor (Rose, 2010).

Temperatura ultimos 5 milhoes de anos
Tendência de resfriamento global registrado nos últimos 5 milhões de anos. Observa-se uma alteração no ciclos das glaciações, cujos intervalos passam de 40 mil para 100 mil anos, ganhando amplitude. Imagem: Hansen e Sato (2012).

Aponta-se como principal fator para a iniciação do ciclo das glaciações a variação na trajetória da órbita e no eixo terrestre, implicando em alterações na distribuição da insolação solar sobre a superfície do planeta, particularmente no hemisfério norte (Goose et. al., 2010; Rose, 2010).

Durante os últimos 900 mil anos, a concentração de gases de efeito estufa acompanhou a alteração da temperatura e do volume de gelo, fazendo com que a variabilidade climática dos ciclos glaciais, em vez de se restringir ao hemisfério norte, abrange-se todo o planeta (IPCC, 2013).

Variacoes ultimos 800 mil anos.png
Flutuações climáticas dos últimos 800 mil anos: (d) variações na concentração atmosférica de CO2; (e) temperatura média da superfície dos oceanos nos trópicos; (f) temperatura média na Antártica; (g) temperatura média da temperatura nas águas profundas dos oceanos; (h) reconstrução do nível do mar. Imagem: IPCC.

Assim, no passado geológico do planeta, em conjunto com outros fatores, os gases de efeito estufa cumpriram um papel crítico na modulação entre períodos glaciais e períodos de calor – sem a presença de gelo na superfície da crosta terrestre.

Com o advento da presente era glacial, o papel dos gases de efeito estufa se alterou qualitativamente. Condicionada pelas variações na trajetória da órbita e no eixo terrestre, as ondulações nas concentrações atmosféricas dos gases de efeito estufa contribuíram para tornar os ciclos glaciais um fenômeno global.

Todavia, a partir pelo menos da Revolução Industrial, as atividades humanas interferiram no ciclo natural do carbono, pelo qual a atmosfera troca CO2 com os outros elementos do sistema climático. As concentrações atmosféricas desse gás de efeito estufa tem aumentado aceleradamente em um curto período de tempo, implicando em uma acentuação do efeito estufa. Com isso, gera-se temporariamente um desequilíbrio energético, no qual a quantidade de energia absorvida pelo planeta é maior do que a emitida de volta ao espaço.

Variacoes ultimos 2000 mil anos.png
Reconstrução da temperatura média (a) do hemisfério norte, (b) do hemisfério sul e (c) global dos últimos 2.000 anos. Todas as séries tomam como referência as temperaturas média do período entre 1881 e 1980. Imagem: IPCC.

Fontes:
Anagnostou, E., John, E. H., Edgar, K. M., Foster, G. L., Ridgwell, A., Inglis, G. N., … & Pearson, P. N. (2016). Changing atmospheric CO2 concentration was the primary driver of early Cenozoic climate. Nature, 533(7603), 380-384.

Archer, D., 2007. Global warming: understanding the forecast. Oxford: Blackwell Publishing Ltd..
Barry, R.G. and Chorley, R.J., 2009. Atmosphere, weather and climate. Routledge.
Goosse H., P.Y. Barriat, W. Lefebvre, M.F. Loutre, and V. Zunz (2010). Introduction to climate dynamics and climate modeling. Online textbook available at www.climate.be/textbook.
Hansen, J. E., & Sato, M. (2012). Paleoclimate implications for human-made climate change. In Climate change (pp. 21-47). Springer, Vienna.
IPCC, 2013. Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change, Cambridge, New York: Cambridge University Press
Jansen, E., J. Overpeck, K.R. Briffa, J.-C. Duplessy, F. Joos, V. Masson-Delmotte, D. Olago, B. Otto-Bliesner, W.R. Peltier, S. Rahmstorf, R. Ramesh, D. Raynaud, D. Rind, O. Solomina, R. Villalba, and D. Zhang, 2007: Palaeoclimate. In Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. S. Solomon, D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M. Tignor, and H.L. Miller, Eds. Cambridge University Press, 433-497.

Rose, J. (2010). Quaternary climates: a perspective for global warming. Proceedings of the Geologists’ Association, 121(3), 334-341.
Imagem: IPCC

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