Orçamento energético da Terra

O balanço e desequilíbrio energético da Terra, mostrando onde a energia excedente é direcionada: a radiação emitida está diminuindo devido ao aumento de gases de efeito estufa na atmosfera, resultando em um desequilíbrio energético da Terra de cerca de 460 TW.[1] A porcentagem direcionada a cada domínio do sistema climático também é indicada.

O orçamento de energia da Terra (ou balanço energético da Terra) refere-se ao equilíbrio entre a energia que a Terra recebe do Sol e a energia que a Terra perde para o espaço sideral. Outras fontes de energia menores, como o calor interno da Terra, são consideradas, mas contribuem de forma insignificante em comparação com a energia solar. O orçamento energético também considera como a energia se movimenta pelo sistema climático.[2]:2227 O Sol aquece as regiões equatoriais tropicais mais do que as regiões polares. Assim, a quantidade de irradiância solar recebida por uma determinada região é distribuída de maneira desigual. À medida que a energia busca equilíbrio pelo planeta, ela impulsiona interações no sistema climático da Terra, ou seja, na água, gelo, atmosfera, crosta rochosa e todos os seres vivos.[2]:2224 O resultado é o clima da Terra.

O orçamento de energia da Terra depende de diversos fatores, como aerossóis atmosféricos, gases de efeito estufa, albedo da superfície, nuvens e padrões de uso do solo. Quando os fluxos de energia de entrada e saída estão equilibrados, a Terra está em equilíbrio radiativo e o sistema climático permanece relativamente estável. O aquecimento global ocorre quando a Terra recebe mais energia do que devolve ao espaço, enquanto o resfriamento global acontece quando a energia emitida é maior.[3]

Múltiplos tipos de medições e observações indicam um desequilíbrio de aquecimento desde pelo menos 1970.[4][5] A taxa de aquecimento decorrente desse evento causado por humanos não tem precedentes.[6]:54 A principal origem das mudanças na energia da Terra vem de alterações induzidas por humanos na composição da atmosfera.[1] Durante 2005 a 2019, o desequilíbrio energético da Terra (EEI) foi, em média, cerca de 460 TW ou, globalmente, 0,90±0,15 W/m2.[1]

Alterações no orçamento energético levam tempo para resultar em mudanças significativas na temperatura global da superfície. Isso ocorre devido à inércia térmica dos oceanos, da terra e da criosfera.[7] A maioria dos modelos climáticos realiza cálculos precisos dessa inércia, dos fluxos de energia e das quantidades armazenadas.

Definição

O orçamento de energia da Terra inclui os "principais fluxos de energia relevantes para o sistema climático".[2] Esses fluxos são "o orçamento energético no topo da atmosfera; o orçamento energético da superfície; mudanças no inventário global de energia e fluxos internos de energia dentro do sistema climático".[2]:2227

Fluxos de energia da Terra

Apesar dos enormes fluxos de energia entrando e saindo da Terra, ela mantém uma temperatura relativamente constante porque, no geral, há pouco ganho ou perda líquida: a Terra emite, por meio de radiação atmosférica e terrestre (deslocada para comprimentos de onda eletromagnéticos mais longos), aproximadamente a mesma quantidade de energia que recebe por insolação solar (todas as formas de radiação eletromagnética).

A principal origem das mudanças na energia da Terra vem de alterações induzidas por humanos na composição da atmosfera, totalizando cerca de 460 TW ou, globalmente, 0,90±0,15 W/m2.[1]

Energia solar de entrada (radiação de ondas curtas)

Ver artigo principal: Irradiação solar

A quantidade total de energia recebida por segundo no topo da atmosfera terrestre (TOA) é medida em watts e é dada pela constante solar vezes a área da seção transversal da Terra correspondente à radiação. Como a área da superfície de uma esfera é quatro vezes a área da seção transversal de uma esfera (ou seja, a área de um círculo), o fluxo médio global e anual no TOA é um quarto da constante solar, sendo aproximadamente 340 watts por metro quadrado (W/m2).[8][9] Como a absorção varia com a localização, além de variações diurnas, sazonais e anuais, os números citados são médias de vários anos obtidas de múltiplas medições por satélite.[8]

Dos ~340 W/m2 de radiação solar recebida pela Terra, uma média de ~77 W/m2 é refletida de volta ao espaço por nuvens e pela atmosfera, e ~23 W/m2 é refletida pelo albedo da superfície, deixando ~240 W/m2 de energia solar como entrada para o orçamento energético da Terra. Essa quantidade é chamada de radiação solar absorvida (ASR). Isso implica um valor de cerca de 0,3 para o albedo médio líquido da Terra, também chamado de albedo de Bond (A):[8]

Radiação de ondas longas emitida

Ver artigos principais: Radiação de ondas longas e Efeito estufa

A energia térmica deixa o planeta na forma de radiação de ondas longas emitida (OLR). A radiação de ondas longas é a radiação térmica eletromagnética emitida pela superfície e atmosfera da Terra. Essa radiação está na banda de frequência infravermelha. No entanto, os termos não são sinônimos, pois a radiação infravermelha pode ser tanto de ondas curtas quanto de ondas longas. A luz solar contém quantidades significativas de radiação infravermelha de ondas curtas. Um comprimento de onda limite de 4 micrômetros é às vezes usado para distinguir radiação de ondas longas e curtas.

Geralmente, a energia solar absorvida é convertida em diferentes formas de energia térmica. Parte da energia solar absorvida pela superfície é convertida em radiação térmica em comprimentos de onda na "janela atmosférica [en]"; essa radiação pode passar pela atmosfera sem impedimentos e escapar diretamente para o espaço, contribuindo para o OLR. O restante da energia solar absorvida é transportado para cima através da atmosfera por meio de vários mecanismos de transferência de calor, até que a atmosfera emita essa energia como energia térmica capaz de escapar para o espaço, contribuindo novamente para o OLR. Por exemplo, o calor é transportado para a atmosfera por meio de evapotranspiração e fluxos de calor latente ou processos de condução/convecção, além do transporte radiativo de calor.[8] Em última análise, toda a energia de saída é radiada para o espaço na forma de radiação de ondas longas.

O transporte de radiação de ondas longas da superfície da Terra através de sua atmosfera multicamadas é governado por equações de transferência radiativa, como a equação de Schwarzschild para transferência radiativa [en] (ou equações mais complexas se houver dispersão) e obedece à lei de Kirchhoff da radiação térmica [en].

Um modelo de uma camada [en] fornece uma descrição aproximada do OLR, que resulta em temperaturas na superfície (Ts=288 Kelvin) e no meio da troposfera (Ta=242 K) próximas aos valores médios observados:

Nesta expressão, σ é a constante de Stefan–Boltzmann e ε representa a emissividade da atmosfera, que é menor que 1 porque a atmosfera não emite na faixa de comprimento de onda conhecida como janela atmosférica.

Aerossóis, nuvens, vapor d'água e gases de efeito estufa traço contribuem para um valor efetivo de cerca de ε = 0.78. A forte sensibilidade (quarta potência) à temperatura mantém um equilíbrio próximo entre o fluxo de energia de saída e o de entrada por meio de pequenas mudanças nas temperaturas absolutas do planeta.

Aumento no efeito estufa não relacionado a nuvens da Terra (2000–2022) com base em dados de satélite.

Visto do espaço ao redor da Terra, os gases de efeito estufa influenciam a emissividade atmosférica do planeta (ε). Mudanças na composição atmosférica podem, assim, alterar o balanço geral de radiação. Por exemplo, um aumento na retenção de calor por uma concentração crescente de gases de efeito estufa (ou seja, um efeito estufa intensificado) força uma diminuição na OLR e um desequilíbrio energético de aquecimento (restaurador).[10] Em última análise, quando a quantidade de gases de efeito estufa aumenta ou diminui, as temperaturas da superfície in-situ sobem ou descem até que a radiação solar absorvida iguale a radiação de ondas longas emitida, ou ASR iguale OLR.

Fontes internas de calor da Terra e outros efeitos menores

O fluxo de calor geotérmico [en] do interior da Terra é estimado em 47 terawatts (TW)[11] e é dividido aproximadamente igualmente entre calor radiogênico e calor remanescente da formação da Terra. Isso corresponde a um fluxo médio de 0,087 W/m2 e representa apenas 0,027% do orçamento total de energia da Terra na superfície, sendo insignificante em comparação com os 173,000 TW de radiação solar recebida.[12]

A produção humana de energia é ainda menor, com uma média de 18 TW, correspondendo a cerca de 160,000 TW-hora, para todo o ano de 2019.[13] No entanto, o consumo está crescendo rapidamente, e a produção de energia com combustíveis fósseis também aumenta os gases de efeito estufa na atmosfera, levando a um desequilíbrio mais de 20 vezes maior nos fluxos de entrada/saída originados da radiação solar.[14]

A fotossíntese também tem um efeito significativo: estima-se que 140 TW (ou cerca de 0,08%) da energia incidente é capturada pela fotossíntese, fornecendo energia às plantas para produzir biomassa.[15] Um fluxo semelhante de energia térmica é liberado ao longo de um ano quando as plantas são usadas como alimento ou combustível.

Outras fontes menores de energia são geralmente ignoradas nos cálculos, incluindo a acreção de poeira interplanetária [en] e vento solar, luz de estrelas além do Sol e a radiação térmica do espaço. Anteriormente, Joseph Fourier afirmou que a radiação do espaço profundo era significativa em um artigo frequentemente citado como o primeiro sobre o efeito estufa.[16]

Análise do orçamento

Um diagrama de Sankey ilustrando um exemplo equilibrado do orçamento de energia da Terra. A espessura da linha é proporcional à quantidade relativa de energia.[17]

Em termos simples, o orçamento de energia da Terra está equilibrado quando o fluxo de entrada iguala o fluxo de saída. Como uma porção da energia de entrada é diretamente refletida, o equilíbrio também pode ser expresso como a radiação solar (de ondas curtas) absorvida igual à radiação de ondas longas emitida:

Análise de fluxo interno

Para descrever alguns dos fluxos internos dentro do orçamento, considere que a insolação recebida no topo da atmosfera seja 100 unidades (= 340 W/m2), conforme mostrado no diagrama de Sankey associado. Chamado de albedo da Terra, cerca de 35 unidades neste exemplo são diretamente refletidas de volta ao espaço: 27 do topo das nuvens, 2 de áreas cobertas por neve e gelo, e 6 por outras partes da atmosfera. As 65 unidades restantes (ASR = 220 W/m2) são absorvidas: 14 dentro da atmosfera e 51 pela superfície da Terra.

As 51 unidades que alcançam e são absorvidas pela superfície são emitidas de volta ao espaço por várias formas de energia terrestre: 17 diretamente radiadas para o espaço e 34 absorvidas pela atmosfera (19 por meio de calor latente de vaporização, 9 via convecção e turbulência, e 6 como infravermelho absorvido por gases de efeito estufa). As 48 unidades absorvidas pela atmosfera (34 unidades da energia terrestre e 14 da insolação) são, então, finalmente radiadas de volta ao espaço. Este exemplo simplificado negligencia alguns detalhes de mecanismos que recirculam, armazenam e, assim, levam a um maior acúmulo de calor perto da superfície.

Em última análise, as 65 unidades (17 do solo e 48 da atmosfera) são emitidas como OLR. Elas equilibram aproximadamente as 65 unidades (ASR) absorvidas do Sol para manter um ganho líquido de energia nulo pela Terra.[17]

Reservatórios de armazenamento de calor

A crescente acumulação de energia nos componentes oceânico, terrestre, de gelo e atmosférico do sistema climático da Terra desde 1960.[5]

Terra, gelo e oceanos são constituintes materiais ativos do sistema climático da Terra, junto com a atmosfera. Eles possuem massa muito maior e capacidade térmica, e, portanto, muito mais inércia térmica. Quando a radiação é diretamente absorvida ou a temperatura da superfície muda, a energia térmica fluirá como calor sensível para dentro ou para fora da massa desses componentes por meio de processos de transferência de calor por condução/convecção. A transformação da água entre seus estados sólido/líquido/vapor também atua como fonte ou sumidouro de energia potencial na forma de calor latente. Esses processos amortecem as condições da superfície contra algumas das rápidas mudanças radiativas na atmosfera. Como resultado, a diferença de temperatura entre o dia e a noite na superfície é relativamente pequena. Da mesma forma, o sistema climático da Terra como um todo apresenta uma resposta lenta [en] a mudanças no balanço de radiação atmosférica.[18]

Os primeiros metros dos oceanos da Terra armazenam mais energia térmica do que toda a sua atmosfera.[19] Como os gases atmosféricos, as águas oceânicas fluidas transportam grandes quantidades dessa energia pela superfície do planeta. O calor sensível também se move para dentro e para fora de grandes profundidades sob condições que favorecem subducção ou ressurgência.[20][21]

Mais de 90 por cento da energia extra acumulada na Terra pelo aquecimento global contínuo desde 1970 foi armazenada nos oceanos.[19] Cerca de um terço propagou-se para profundidades abaixo de 700 metros. A taxa geral de crescimento também aumentou nas últimas décadas, atingindo cerca de 500 TW (1 W/m2) em 2020.[22][5] Isso levou a cerca de 14 zettajoules (ZJ) de ganho de calor para o ano, excedendo os 570 exajoules (=160,000 TW-hora[13]) de energia primária total consumida pelos humanos por um fator de pelo menos 20.[14]

Análise da taxa de aquecimento/resfriamento

De maneira geral, mudanças no balanço de fluxo energético da Terra podem ser consideradas como resultado de forçantes climáticas externas (tanto naturais quanto antropogênicas, radiativas e não radiativas), retroalimentações do sistema e variabilidade interna do sistema.[23] Essas mudanças são expressas principalmente como mudanças observáveis em temperatura (T), nuvens (C), vapor d'água (W), aerossóis (A), gases de efeito estufa traço (G), refletância da superfície terrestre/oceânica/gelo (S), e como pequenas mudanças na insolação (I), entre outros fatores possíveis. A taxa de aquecimento/resfriamento da Terra pode então ser analisada em intervalos de tempo selecionados (Δt) como a mudança líquida na energia (ΔE) associada a esses atributos:

Aqui, o termo ΔET, correspondente à resposta de Planck, é de valor negativo quando a temperatura aumenta devido à sua forte influência direta no OLR.[24][22]

O recente aumento nos gases de efeito estufa traço produz um efeito estufa intensificado, e, assim, um termo de forçante ΔEG positivo. Por outro lado, uma grande erupção vulcânica (por exemplo, Monte Pinatubo 1991 [en], El Chichón 1982) pode injetar compostos contendo enxofre na atmosfera superior. Altas concentrações de aerossóis sulfúricos estratosféricos podem persistir por até alguns anos, gerando uma contribuição de forçante negativa para ΔEA.[25] Vários outros tipos de emissões de aerossóis antropogênicos fazem contribuições tanto positivas quanto negativas para ΔEA. Ciclos solares produzem ΔEI menores em magnitude do que as tendências recentes de ΔEG provenientes da atividade humana.[26][27]

As forçantes climáticas são complexas, pois podem produzir retroalimentações diretas e indiretas que intensificam (retroalimentação positiva) ou enfraquecem (retroalimentação negativa) a forçante original. Essas frequentemente seguem a resposta da temperatura. O vapor d'água atua como uma retroalimentação positiva em relação às mudanças de temperatura devido a mudanças na evaporação e à relação de Clausius-Clapeyron [en]. Um aumento no vapor d'água resulta em ΔEW positivo devido a um maior reforço do efeito estufa. Uma retroalimentação positiva mais lenta é a retroalimentação de albedo de gelo. Por exemplo, a perda de gelo no Ártico devido ao aumento das temperaturas torna a região menos reflexiva, levando a uma maior absorção de energia e taxas de derretimento de gelo ainda mais rápidas, influenciando positivamente ΔES.[28] Coletivamente, as retroalimentações tendem a amplificar o aquecimento ou resfriamento global.[29]:94

As nuvens são responsáveis por cerca de metade do albedo [en] da Terra e são expressões poderosas da variabilidade interna do sistema climático.[30][31] Elas também podem atuar como retroalimentações para forçantes, e poderiam ser forçantes em si, por exemplo, como resultado de atividades de semeadura de nuvens. As contribuições para ΔEC variam regionalmente e dependendo do tipo de nuvem. Medições de satélites são coletadas em conjunto com simulações de modelos em um esforço para melhorar a compreensão e reduzir a incerteza.[32]

Desequilíbrio energético da Terra (EEI)

Ver também: Forçamento radiativo
O orçamento de energia da Terra (em W/m2) determina o clima. É o equilíbrio entre a radiação de entrada e saída e pode ser medido por satélites. O desequilíbrio energético da Terra é a quantidade de energia "absorvida líquida" e cresceu de +0,6 W/m2 (estimativa de 2009[8]) para acima de +1,0 W/m2 em 2019.[22]

O desequilíbrio energético da Terra (EEI) é definido como "o fluxo de energia líquido (descendente) persistente e positivo no topo da atmosfera associado à forçante de gases de efeito estufa do sistema climático".[2]:2227

Se o fluxo de energia de entrada da Terra (ASR) for maior ou menor que o fluxo de energia de saída (OLR), o planeta ganhará (aquecerá) ou perderá (esfriará) energia térmica líquida de acordo com a lei da conservação de energia:

.

O EEI positivo define, assim, a taxa geral de aquecimento planetário e é tipicamente expresso em watts por metro quadrado (W/m2). Durante 2005 a 2019, o desequilíbrio energético da Terra foi, em média, cerca de 460 TW ou, globalmente, 0,90 ± 0,15 W por m2.[1]

Quando o desequilíbrio energético da Terra (EEI) muda por uma quantidade suficientemente grande, a mudança é mensurável por instrumentos baseados em satélites em órbita.[25][33] Desequilíbrios que não se revertem ao longo do tempo também impulsionarão mudanças de temperatura a longo prazo nos componentes atmosférico, oceânico, terrestre e de gelo do sistema climático.[34] Temperatura, nível do mar, massa de gelo e mudanças relacionadas também fornecem medidas de EEI.[5]

As maiores mudanças no EEI surgem de alterações na composição da atmosfera por atividades humanas, interferindo assim no fluxo natural de energia pelo sistema climático.[1] As principais mudanças são de aumentos no dióxido de carbono e outros gases de efeito estufa, que produzem aquecimento (EEI positivo), e poluição. Esta última refere-se a aerossóis atmosféricos de vários tipos, alguns dos quais absorvem energia enquanto outros refletem energia e produzem resfriamento (ou menor EEI).

Estimativas do Desequilíbrio Energético da Terra (EEI)[35]
Período EEI (W/m2)

Colchetes mostram intervalos de confiança de 90%

1971–2006 0,50 [0,31 a 0,68]
1971–2018 0,57 [0,43 a 0,72]
1976–2023 0,65 [0,48 a 0,82]
2006–2018 0,79 [0,52 a 1,07]
2011–2023 0,96 [0,67 a 1,26]

Ainda não é possível medir diretamente a magnitude absoluta do EEI no topo da atmosfera, embora mudanças ao longo do tempo observadas por instrumentos baseados em satélites sejam consideradas precisas. A única maneira prática de estimar a magnitude absoluta do EEI é por meio de um inventário das mudanças de energia no sistema climático. O maior desses reservatórios de energia é o oceano.[1]

Avaliações do inventário de energia

O conteúdo de calor planetário que reside no sistema climático pode ser compilado considerando a capacidade térmica, densidade e distribuições de temperatura de cada um de seus componentes. A maioria das regiões agora é razoavelmente bem amostrada e monitorada, com a exceção mais significativa sendo o oceano profundo.[36]

Desenho esquemático do inventário de calor em excesso da Terra e desequilíbrio energético para dois períodos recentes.[5]

Estimativas da magnitude absoluta do EEI também foram calculadas usando as mudanças de temperatura medidas durante intervalos de tempo de várias décadas recentes. Para o período de 2006 a 2020, o EEI foi de cerca de +0,76±0,2 W/m2 e mostrou um aumento significativo acima da média de +0,48±0,1 W/m2 para o período de 1971 a 2020.[5]

O EEI tem sido positivo porque as temperaturas aumentaram em quase todos os lugares por mais de 50 anos. A temperatura global da superfície (GST) é calculada pela média das temperaturas medidas na superfície do mar junto com as temperaturas do ar medidas sobre a terra. Dados confiáveis que remontam pelo menos a 1880 mostram que a GST tem sofrido um aumento constante de cerca de 0,18 °C por década desde cerca de 1970.[37]

As águas oceânicas são especialmente eficazes na absorção de energia solar e têm uma capacidade térmica total muito maior do que a atmosfera.[38] Embarcações de pesquisa e estações têm amostrado temperaturas do mar em profundidade e ao redor do globo desde antes de 1960. Além disso, após o ano 2000, uma rede em expansão de quase 4000 flutuadores robóticos Argo mediu a anomalia de temperatura, ou equivalentemente a mudança no teor de calor oceânico (ΔOHC). Desde pelo menos 1990, o OHC aumentou em uma taxa constante ou acelerada. O ΔOHC representa a maior porção do EEI, uma vez que os oceanos absorveram até agora mais de 90% da energia líquida excedente que entra no sistema ao longo do tempo (Δt):[39][40]

.

A crosta externa da Terra e as regiões cobertas por gelo espesso absorveram relativamente pouco da energia excedente. Isso ocorre porque o calor excedente em suas superfícies flui para o interior apenas por meio de condução térmica, e, assim, penetra apenas algumas dezenas de centímetros no ciclo diário e algumas dezenas de metros no ciclo anual.[41] Grande parte da absorção de calor vai para o derretimento de gelo e permafrost ou para a evaporação de mais água dos solos.

Medições no topo da atmosfera (TOA)

Vários satélites medem a energia absorvida e radiada pela Terra, e, por inferência, o desequilíbrio energético. Eles estão localizados no topo da atmosfera (TOA) e fornecem dados cobrindo o globo. O projeto NASA Experimento de Orçamento de Radiação da Terra (ERBE) envolveu três desses satélites: o Earth Radiation Budget Satellite (ERBS), lançado em Outubro de 1984; NOAA-9, lançado em Dezembro de 1984; e NOAA-10, lançado em Setembro de 1986.[42]

O crescimento no desequilíbrio energético da Terra a partir de medições de satélite e in situ (2005–2019). Uma taxa de +1,0 W/m2 somada sobre a superfície do planeta equivale a uma absorção contínua de calor de cerca de 500 terawatts (~0,3% da radiação solar incidente).[22][43]

Os instrumentos Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) da NASA fazem parte de seu Earth Observing System (EOS) desde Março de 2000. O CERES é projetado para medir tanto a radiação refletida pelo Sol (comprimento de onda curto) quanto a radiação emitida pela Terra (comprimento de onda longo).[44] Os dados do CERES mostraram aumentos no EEI de +0,42±0,48 W/m2 em 2005 para +1,12±0,48 W/m2 em 2019. Fatores contribuintes incluíram mais vapor d'água, menos nuvens, aumento de gases de efeito estufa e declínio de gelo, parcialmente compensados pelo aumento das temperaturas.[22][43] Investigações subsequentes do comportamento usando o modelo climático GFDL CM4/AM4 concluíram que havia menos de 1% de chance de que a variabilidade climática interna sozinha causasse a tendência.[45]

Outros pesquisadores usaram dados do CERES, AIRS [en], CloudSat, e outros instrumentos do EOS para procurar tendências de forçante radiativa incorporadas nos dados do EEI. Sua análise mostrou um aumento de forçante de +0,53±0,11 W/m2 de 2003 a 2018. Cerca de 80% do aumento estava associado à crescente concentração de gases de efeito estufa, que reduziram a radiação de ondas longas emitida.[46][47][48]

Outras medições por satélite, incluindo dados do TRMM e CALIPSO, indicaram precipitação adicional, que é sustentada por maior energia saindo da superfície por evaporação (o fluxo de calor latente), compensando parte do aumento no fluxo de estufa de ondas longas para a superfície.[49]

É notável que as incertezas de calibração radiométrica [en] limitam a capacidade da geração atual de instrumentos baseados em satélites, que são, de outra forma, estáveis e precisos. Como resultado, mudanças relativas no EEI são quantificáveis com uma exatidão que não é alcançável para qualquer medição única do desequilíbrio absoluto.[50][51]

Levantamentos geodésicos e hidrográficos

Ver também: Geodésia
Estimativas de aquecimento da Terra a partir de uma combinação de altimetria espacial e gravimetria espacial [en].[52]

Observações desde 1994 mostram que o gelo recuou de todas as partes da Terra a uma taxa acelerada.[53] O nível médio global do mar também subiu como consequência do derretimento do gelo em combinação com o aumento geral das temperaturas oceânicas.[54] Essas mudanças contribuíram para alterações mensuráveis na forma geométrica e na gravidade do planeta.

Mudanças na distribuição de massa da água dentro da hidrosfera e criosfera foram deduzidas usando observações gravimétricas pelos instrumentos de satélite GRACE. Esses dados foram comparados com a topografia da superfície oceânica e outras observações hidrográficas usando modelos computacionais que levam em conta a expansão térmica, mudanças de salinidade e outros fatores. As estimativas assim obtidas para ΔOHC e EEI concordaram com as outras avaliações (em grande parte) independentes dentro das incertezas.[52][55]

Importância como métrica de mudança climática

Cientistas climáticos Kevin Trenberth [en], James Hansen, e colegas identificaram o monitoramento do desequilíbrio energético da Terra como uma métrica importante para ajudar os formuladores de políticas a guiar o ritmo das medidas de mitigação e adaptação. Devido à inércia do sistema climático [en], tendências de longo prazo no EEI (desequilíbrio energético da Terra) podem prever mudanças adicionais que estão "no pipeline".[56][1]

Os cientistas descobriram que o EEI é a métrica mais importante relacionada às mudanças climáticas. É o resultado líquido de todos os processos e retroalimentações em jogo no sistema climático.[1] Saber quanta energia extra afeta os sistemas climáticos e a precipitação é vital para entender os extremos climáticos crescentes.[1]

Em 2012, cientistas da NASA relataram que, para interromper o aquecimento global, a concentração de CO2 atmosférico teria que ser reduzida para 350 ppm ou menos, assumindo que todas as outras forçantes climáticas fossem fixadas.[57] Em 2020, o CO2 atmosférico atingiu 415 ppm e todos os gases de efeito estufa de longa duração excederam uma concentração equivalente a 500 ppm CO2 devido ao crescimento contínuo das emissões humanas.[58]

Ver também

Referências

  1. ↑ a b c d e f g h i j Trenberth, Kevin E; Cheng, Lijing (1 de Setembro de 2022). «A perspective on climate change from Earth's energy imbalance». Environmental Research: Climate. 1 (1). 013001 páginas. ISSN 2752-5295. doi:10.1088/2752-5295/ac6f74Acessível livremente  Texto copiado desta fonte, que está disponível sob uma Licença Internacional Creative Commons Atribuição 4.0
  2. ↑ a b c d e IPCC, 2021: Annex VII: Glossary [Matthews, J.B.R., V. Möller, R. van Diemen, J.S. Fuglestvedt, V. Masson-Delmotte, C. Méndez, S. Semenov, A. Reisinger (eds.)]. In Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 2215–2256, doi:10.1017/9781009157896.022.
  3. ↑ «Climate and Earth's Energy Budget». earthobservatory.nasa.gov (em inglês). 14 de Janeiro de 2009. Consultado em 5 de Agosto de 2019 
  4. ↑ Trenberth, Kevin E.; Fasullo, John T.; von Shuckmann, Karina; Cheng, LiJing (2016). "Insights into Earth's Energy Imbalance from Multiple Sources". Journal of Climate. 29 (20): 7495–7505. Bibcode:2016JCli...29.7495T. doi:10.1175/JCLI-D-16-0339.1. OSTI 1537015. S2CID 51994089.
  5. ↑ a b c d e f von Schuckmann, Karina; Minière, Audrey.; Gues, Flora; Cuesta-Valero, Francisco José; Kirchengast, Gottfried; Adusumilli, Susheel; Straneo, Flammetta; et al. (17 de Abril de 2023). «Heat stored in the Earth system 1960-2020: where does the energy go?». Earth System Science Data. 15 (4): 1675-1709 Material was copied from this source, which is available under a Creative Commons Attribution 4.0 International License. doi:10.5194/essd-15-1675-2023Acessível livremente 
  6. ↑ Allen, M.R., O.P. Dube, W. Solecki, F. Aragón-Durand, W. Cramer, S. Humphreys, M. Kainuma, J. Kala, N. Mahowald, Y. Mulugetta, R. Perez, M.Wairiu, and K. Zickfeld, 2018: Chapter 1: Framing and Context. In: Global Warming of 1.5°C. An IPCC Special Report on the impacts of global warming of 1.5°C above pre-industrial levels and related global greenhouse gas emission pathways, in the context of strengthening the global response to the threat of climate change, sustainable development, and efforts to eradicate poverty [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, H.-O. Pörtner, D. Roberts, J. Skea, P.R. Shukla, A. Pirani, W. Moufouma-Okia, C. Péan, R. Pidcock, S. Connors, J.B.R. Matthews, Y. Chen, X. Zhou, M.I. Gomis, E. Lonnoy, T. Maycock, M. Tignor, and T. Waterfield (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, UK and New York, NY, USA, pp. 49–92. https://doi.org/10.1017/9781009157940.003.
  7. ↑ Previdi, M; et al. (2013). «Climate sensitivity in the Anthropocene». Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society. 139 (674): 1121–1131. Bibcode:2013QJRMS.139.1121P. CiteSeerX 10.1.1.434.854Acessível livremente. doi:10.1002/qj.2165 
  8. ↑ a b c d e «The NASA Earth's Energy Budget Poster». NASA. Consultado em 20 de Abril de 2014. Cópia arquivada em 21 de Abril de 2014 
  9. ↑ Wild, Martin; Folini, Doris; Schär, Christoph; Loeb, Norman; Dutton, Ellsworth G.; König-Langlo, Gert (2013). «The global energy balance from a surface perspective» (PDF). Climate Dynamics (em inglês). 40 (11–12): 3107–3134. Bibcode:2013ClDy...40.3107W. ISSN 0930-7575. doi:10.1007/s00382-012-1569-8. hdl:20.500.11850/58556Acessível livremente 
  10. ↑ «ACS Climate Science Toolkit - Radiative Forcing - How Atmospheric Warming Works». American Chemical Society. Consultado em 30 de Setembro de 2022. Cópia arquivada em 28 de Setembro de 2022 
  11. ↑ Davies, J. H.; Davies, D. R. (22 de Fevereiro de 2010). «Earth's surface heat flux». Solid Earth (em inglês). 1 (1): 5–24. Bibcode:2010SolE....1....5D. ISSN 1869-9529. doi:10.5194/se-1-5-2010Acessível livremente Davies, J. H., & Davies, D. R. (2010). Earth's surface heat flux. Solid Earth, 1(1), 5–24.
  12. ↑ Archer, David (2012). Global Warming: Understanding the Forecast, 2nd Edition (em inglês) 2nd ed. [S.l.]: John Wiley & Sons. ISBN 978-0-470-94341-0 
  13. ↑ a b Hannah Ritchie; Max Roser (2020). «Global Direct Primary Energy Consumption». Published online at OurWorldInData.org. Our World in Data. Consultado em 9 de Fevereiro de 2020 
  14. ↑ a b Chelsea Harvey (12 de Janeiro de 2022). «Oceans break heat record for third year in a row». Scientific American 
  15. ↑ «Earth's energy flow - Energy Education». energyeducation.ca. Consultado em 5 de Agosto de 2019 
  16. ↑ Fleming, James R. (1999). «Joseph Fourier, the 'greenhouse effect', and the quest for a universal theory of terrestrial temperatures». Endeavour (em inglês). 23 (2): 72–75. doi:10.1016/S0160-9327(99)01210-7 
  17. ↑ a b Sharma, P.D. (2008). Environmental Biology & Toxicology (em inglês) 2nd ed. [S.l.]: Rastogi Publications. pp. 14–15. ISBN 9788171337422 
  18. ↑ Michon Scott (24 de Abril de 2006). «Earth's Big Heat Bucket». NASA Earth Observatory 
  19. ↑ a b «Vital Signs of the Plant: Ocean Heat Content». NASA. Consultado em 15 de Novembro de 2021 
  20. ↑ «Air-Sea interaction: Teacher's guide». American Meteorological Society. 2012. Consultado em 15 de Novembro de 2021 
  21. ↑ «Ocean Motion : Definition : Wind Driven Surface Currents - Upwelling and Downwelling». Consultado em 15 de Novembro de 2021 
  22. ↑ a b c d e Loeb, Norman G.; Johnson, Gregory C.; Thorsen, Tyler J.; Lyman, John M.; et al. (15 de Junho de 2021). «Satellite and Ocean Data Reveal Marked Increase in Earth's Heating Rate». Geophysical Research Letters. 48 (13). Bibcode:2021GeoRL..4893047L. doi:10.1029/2021GL093047Acessível livremente 
  23. ↑ National Research Council (2005). Radiative Forcing of Climate Change: Expanding the Concept and Addressing Uncertainties. [S.l.]: The National Academic Press. ISBN 978-0-309-09506-8. doi:10.17226/11175 
  24. ↑ Thorsen, Tyler J.; Kato, Seiji; Loeb, Norman G.; Rose, Fred G. (15 de Dezembro de 2018). «Observation-Based Decomposition of Radiative Perturbations and Radiative Kernels». Journal of Climate. 31 (24): 10039–10058. Bibcode:2018JCli...3110039T. ISSN 0894-8755. PMC 8793621Acessível livremente. PMID 35095187. doi:10.1175/JCLI-D-18-0045.1Acessível livremente 
  25. ↑ a b Allan, Richard P.; Liu, Chunlei; Loeb, Norman G.; Palmer, Matthew D.; et al. (18 de Julho de 2014). «Changes in global net radiative imbalance 1985–2012». Geophysical Research Letters. 41 (15): 5588–5597. Bibcode:2014GeoRL..41.5588A. PMC 4373161Acessível livremente. PMID 25821270. doi:10.1002/2014GL060962Acessível livremente 
  26. ↑ Gareth S. Jones, Mike Lockwood, Peter A. Stott (16 de Março de 2012). "What influence will future solar activity changes over the 21st century have on projected global near-surface temperature changes?". Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 117 (D5): n/a. Bibcode:2012JGRD..117.5103J. doi:10.1029/2011JD017013.
  27. ↑ «What Is the Sun's Role in Climate Change?». NASA. 6 de Setembro de 2019 
  28. ↑ Lindsey, Rebecca (14 de Janeiro de 2009). «Climate and Earth's Energy Budget (Part 7-Climate Forcings and Global Warming)». earthobservatory.nasa.gov (em inglês). Earth Observatory, part of the EOS Project Science Office, located at NASA Goddard Space Flight Center. Consultado em 5 de Agosto de 2019 
  29. ↑ Arias, P.A., N. Bellouin, E. Coppola, R.G. Jones, G. Krinner, J. Marotzke, V. Naik, M.D. Palmer, G.-K. Plattner, J. Rogelj, M. Rojas, J. Sillmann, T. Storelvmo, P.W. Thorne, B. Trewin, K. Achuta Rao, B. Adhikary, R.P. Allan, K. Armour, G. Bala, R. Barimalala, S. Berger, J.G. Canadell, C. Cassou, A. Cherchi, W. Collins, W.D. Collins, S.L. Connors, S. Corti, F. Cruz, F.J. Dentener, C. Dereczynski, A. Di Luca, A. Diongue Niang, F.J. Doblas-Reyes, A. Dosio, H. Douville, F. Engelbrecht, V. Eyring, E. Fischer, P. Forster, B. Fox-Kemper, J.S. Fuglestvedt, J.C. Fyfe, et al. 2021: Technical Summary. In Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 33−144. doi:10.1017/9781009157896.002.
  30. ↑ Stephens, Graeme L.; O'Brien, Denis; Webster, Peter J.; Pilewski, Peter; Kato, Seiji; Li, Jui-lin (25 de Janeiro de 2015). «The albedo of Earth». Reviews of Geophysics. 53 (1): 141–163. Bibcode:2015RvGeo..53..141S. doi:10.1002/2014RG000449. Consultado em 24 de Maio de 2021. Cópia arquivada em 24 de Maio de 2021 
  31. ↑ Datseris, George; Stevens, Bjorn (11 de Agosto de 2021). «Earth's albedo and its symmetry». AGU Advances. 2 (3): 1–13. Bibcode:2021AGUA....200440D. doi:10.1029/2021AV000440. Consultado em 7 de Dezembro de 2021 
  32. ↑ «Clouds and Global Warming». NASA Earth Observatory. 10 de Junho de 2010 
  33. ↑ Murphy, D. M.; Solomon, S.; Portmann, R. W.; Rosenlof, K. H.; et al. (9 de Setembro de 2009). «An observationally based energy balance for the Earth since 1950». Journal of Geophysical Research: Atmospheres. 114 (D17). Bibcode:2009JGRD..11417107M. doi:10.1029/2009JD012105Acessível livremente 
  34. ↑ Trenberth, Kevin E. (1 de Outubro de 2009). "An imperative for climate change planning: tracking Earth's global energy" (PDF). Current Opinion in Environmental Sustainability. 1 (1): 19–27. Bibcode:2009COES....1...19T. doi:10.1016/j.cosust.2009.06.001.
  35. ↑ Forster, Piers M.; Smith, Chris; Walsh, Tristram; Lamb, William F.; Lamboll, Robin; et al. (2024). «Indicators of Global Climate Change 2023: annual update of key indicators of the state of the climate system and human influence». Earth System Science Data. 16 (6): 2625–2658. doi:10.5194/essd-16-2625-2024Acessível livremente 
  36. ↑ «Deep Argo Mission». Scripps Institution of Oceanography, UC San Diego. Consultado em 26 de Novembro de 2023 
  37. ↑ «Global Annual Mean Surface Air Temperature Change». NASA. Consultado em 23 de Fevereiro de 2020 
  38. ↑ LuAnn Dahlman and Rebecca Lindsey (17 de Agosto de 2020). «Climate Change: Ocean Heat Content». NOAA 
  39. ↑ Cheng, Lijing; Foster, Grant; Hausfather, Zeke; Trenberth, Kevin E.; Abraham, John (2022). «Improved Quantification of the Rate of Ocean Warming». Journal of Climate. 35 (14): 4827–4840. Bibcode:2022JCli...35.4827C. doi:10.1175/JCLI-D-21-0895.1Acessível livremente 
  40. ↑ Abraham, J. P.; Baringer, M.; Bindoff, N. L.; Boyer, T.; et al. (2013). "A review of global ocean temperature observations: Implications for ocean heat content estimates and climate change". Reviews of Geophysics. 51 (3): 450–483. Bibcode:2013RvGeo..51..450A. CiteSeerX 10.1.1.594.3698. doi:10.1002/rog.20022. hdl:11336/25416. S2CID 53350907.
  41. ↑ Lowrie, W. (2007). Fundamentals of geophysics. Cambridge: CUP, 2nd ed.
  42. ↑ «GISS ICP: Effect of the Sun's Energy on the Ocean and Atmosphere». icp.giss.nasa.gov. Consultado em 5 de Agosto de 2019. Cópia arquivada em 7 de Julho de 2019 
  43. ↑ a b Joseph Atkinson (22 de Junho de 2021). «Earth Matters: Earth's Radiation Budget is Out of Balance». NASA Earth Observatory 
  44. ↑ Wielicki, Bruce A.; Harrison, Edwin F.; Cess, Robert D.; King, Michael D.; Randall, David A.; et al. (1995). «Mission to Planet Earth: Role of Clouds and Radiation in Climate». Bulletin of the American Meteorological Society (em inglês). 76 (11): 2125–2153. Bibcode:1995BAMS...76.2125W. ISSN 0003-0007. doi:10.1175/1520-0477(1995)076<2125:mtpero>2.0.co;2Acessível livremente 
  45. ↑ Raghuraman, S. P.; Paynter, D.; Ramaswamy, V. (28 de Julho de 2021). «Anthropogenic forcing and response yield observed positive trend in Earth's energy imbalance». Nature Communications. 12 (4577): 4577. Bibcode:2021NatCo..12.4577R. PMC 8319337Acessível livremente. PMID 34321469. doi:10.1038/s41467-021-24544-4 
  46. ↑ Kramer, Ryan J.; He, Haozhe; Soden, Brian J.; Oreopoulos, Lazaros; et al. (25 de Março de 2021). «Observational Evidence of Increasing Global Radiative Forcing». Geophysical Research Letters. 48 (7). Bibcode:2021GeoRL..4891585K. doi:10.1029/2020GL091585 
  47. ↑ Sarah Hansen (12 de Abril de 2021). «UMBC's Ryan Kramer confirms human-caused climate change with direct evidence for first time». University of Maryland, Baltimore County 
  48. ↑ «Direct observations confirm that humans are throwing Earth's energy budget off balance». phys.org. 26 de Março de 2021 
  49. ↑ Stephens, Graeme L.; Li, Juilin; Wild, Martin; Clayson, Carol Anne; et al. (2012). «An update on Earth's energy balance in light of the latest global observations». Nature Geoscience (em inglês). 5 (10): 691–696. Bibcode:2012NatGe...5..691S. ISSN 1752-0894. doi:10.1038/ngeo1580 
  50. ↑ Loeb, Norman G.; Lyman, John M.; Johnson, Gregory C.; Allan, Richard P.; et al. (22 de Janeiro de 2012). «Observed changes in top-of-the-atmosphere radiation and upper-ocean heating consistent within uncertainty». Nature Geoscience. 5 (2): 110–113. Bibcode:2012NatGe...5..110L. doi:10.1038/ngeo1375 
  51. ↑ Loeb, Norman G.; Doelling, David R.; Hailan, Wang; Su, Wenling; et al. (15 de Janeiro de 2018). «Clouds and the Earth's Radiant Energy System (CERES) Energy Balanced and Filled (EBAF) Top-of-Atmosphere (TOA) Edition-4.0 Data Product». Journal of Climate. 31 (2): 895–918. Bibcode:2018JCli...31..895L. doi:10.1175/JCLI-D-17-0208.1Acessível livremente 
  52. ↑ a b Marti, Florence; Blazquez, Alejandro; Meyssignac, Benoit; Ablain, Michaël; Barnoud, Anne; et al. (2021). «Monitoring the ocean heat content change and the Earth energy imbalance from space altimetry and space gravimetry». Earth System Science Data. doi:10.5194/essd-2021-220Acessível livremente 
  53. ↑ Slater, Thomas; Lawrence, Isobel R.; Otosaka, Inès N.; Shepherd, Andrew; et al. (25 de Janeiro de 2021). "Review article: Earth's ice imbalance". The Cryosphere. 15 (1): 233–246. Bibcode:2021TCry...15..233S. doi:10.5194/tc-15-233-2021. ISSN 1994-0416. S2CID 234098716.
  54. ↑ WCRP Global Sea Level Budget Group (2018). «Global sea-level budget 1993–present». Earth System Science Data. 10 (3): 1551–1590. Bibcode:2018ESSD...10.1551W. doi:10.5194/essd-10-1551-2018Acessível livremente 
  55. ↑ Hakuba, M.Z.; Frederikse, T.; Landerer, F.W. (28 de Agosto de 2021). «Earth's Energy Imbalance From the Ocean Perspective (2005–2019)». Geophysical Research Letters. 48 (16). doi:10.1029/2021GL093624Acessível livremente 
  56. ↑ von Schuckman, K.; Palmer, M. D.; Trenberth, K. E.; Cazenave, A.; et al. (27 de Janeiro de 2016). «An imperative to monitor Earth's energy imbalance». Nature Climate Change. 6 (2): 138–144. Bibcode:2016NatCC...6..138V. doi:10.1038/NCLIMATE2876Acessível livremente 
  57. ↑ Hansen, James; Sato, Makiko; Kharecha, Pushker; von Schuckmann, Karina (Janeiro de 2012). «Earth's Energy Imbalance». NASA. Cópia arquivada em 4 de Fevereiro de 2012 
  58. ↑ «NOAA's Annual Greenhouse Gas Index (An Introduction)». NOAA. Consultado em 4 de Agosto de 2021 

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